KOUASSI Amani Michel

République de Côte d’Ivoire
Année Universitaire 2006-2007
~~~~~~~~~~~~~
Ministère de l’Enseignement Supérieur et
de la Recherche Scientifique
Université de Cocody
UFR des Sciences de la Terre
et des Ressources Minières
N° d'ordre : …………
Laboratoire des Sciences et Techniques de l’Eau et de l’Environnement (LSTEE)
THÈSE
Pour obtenir le titre de
DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ DE COCODY
Spécialité: HYDROGÉOLOGIE-HYDROLOGIE
Par
KOUASSI Amani Michel
Diplômé des Études Approfondies en Sciences de la Terre
Option Hydrogéologie
THÈME
Caractérisation d’une modification éventuelle de la
relation pluie-débit et ses impacts sur les ressources en eau
en Afrique de l’Ouest: cas du bassin versant du N’zi
(Bandama) en Côte d’Ivoire.
Soutenue publiquement le 10 novembre 2007 devant le jury composé de :
M. AKA Kouamé
M. BIEMI Jean
M. JOURDA Patrice
M.SORO Nagnin
M. GOULA Albert
Professeur Titulaire, Université de Cocody
Professeur Titulaire, Université de Cocody
Maître de Conférences, Université de Cocody
Maître de Conférences, Université de Cocody
Maître de Conférences, Université d’Abobo-Adjamé
i
Président
Directeur de thèse
Rapporteur
Examinateur
Examinateur
DÉDICACE
« La crainte de l’Eternel est le commencement de la science » (Proverbe 1/7).
Que le nom de l’Eternel soit glorifié et honoré!
Merci maman N’GORAN Affoué Thérèse ! Ta souffrance et ta douleur de
mère n’ont pas été vaines. Que Dieu te donne une longue vie afin que tu puisses
bénéficier des fruits de cet effort !
A toi ma chérie ALLAH Rachelle Amenan, merci pour l’amour dont tu me
gratifies à chaque instant, et pour ton soutien pendant ces longs et difficiles
moments de travail. Que Dieu fortifie nos liens pour un lendemain meilleur !
AMANI Ekanou, ma fille aimée ma fille à moi, merci pour l’amour paternel
dont tu m’as fait bénéficier dans cette traversée du désert ! Que Dieu te bénisse!
i
AVANT-PROPOS
La réalisation de ce mémoire de Thèse de Doctorat a été possible grâce au concours
appréciable d'un certain nombre de personnes physiques et morales. Il est donc pour moi un
grand honneur et un réel plaisir de rendre hommage, de témoigner ma profonde
reconnaissance et de formuler mes remerciements aux personnes qui ont apporté leur soutien
et contribué à finaliser ce travail.
Je tiens avant toute chose, à exprimer toute ma gratitude et mon infini reconnaissance
à Jésus-Christ de Nazareth, mon Seigneur et Sauveur.
Mes remerciements vont également à l'endroit des responsables académiques,
notamment le Professeur TEA Gokou, Président de l’Université de Cocody, le Professeur
BIEMI Jean, Doyen de l'UFR (Unité de Formation et de Recherche) des Sciences de la Terre
et des Ressources Minières (STRM) de l'Université de Cocody et Directeur de cette thèse, le
Professeur AKA Kouamé, Responsable de la Commission scientifique au niveau de l’UFR
STRM, le Professeur JOURDA Patrice Roger, Vice-Doyen chargé de la recherche, SORO
Nagnin, Directeur du Laboratoire des Sciences et Techniques de l'Eau et de l'Environnement
(L.S.T.E.E.) et les Enseignants-Chercheurs du laboratoire S.T.E.E. que sont Docteur LASM
Théophile, Docteur SALEY M. Bachir, Docteur KOUASSI Dongo, qui ont contribué à
l’amélioration du document sans oublier Docteur MOUSSA Diakité et Docteur KOUAMÉ K.
Jean. Merci à Docteur N’DA Dibi, pour son appui au niveau des traitements des images
satellitaires et leur interprétation. Je remercie le Professeur AFFIAN Kouadio Emile pour
m’avoir accepté au sein du Centre Universitaire de Recherche et d’Application en
Télédétection (CURAT) dont il a la direction, pour le traitement de nos données. Je lui
adresse toute ma reconnaissance.
Je suis extrêmement reconnaissant à Docteur KOUAMÉ K. Fernand, Co-Directeur de
cette thèse. Le 8 mai 2003, à l’issue de la soutenance de mon mémoire de DEA des Sciences
de la Terre, option Hydrogéologie, je disais à son égard que ma dette envers lui était
particulièrement grande. Aujourd'hui, elle l'est encore plus et je ne saurais trouver les mots
justes pour lui témoigner ma reconnaissance.
Je remercie fortement le Docteur Jean-Emmanuel PATUREL, chargé de Recherche au
laboratoire HydroSciences Montpellier (http://www.hydrosciences.org/), qui a accepté
d'assurer, malgré la distance qui nous sépare, un soutien scientifique à ce travail. Lors de nos
échanges, j'ai pu profiter de ses réflexions sur l'orientation à donner au travail et de ses
conseils avisés. Il a aussi contribué à l’amélioration de ce document.
ii
Je remercie très sincèrement Docteur Charles PERRIN, Hydrologue au CEMAGREF
(Unité de Recherche Hydrosystèmes et Bioprocédés, Antony, France) qui m'a soutenu
scientifiquement au cours de ce travail et qui a contribué aussi à l’amélioration de ce
mémoire. Son soutien a été d'une aide très précieuse pour l'avancement de mes travaux dans le
domaine de la modélisation hydrologique.
J’adresse ma profonde reconnaissance au Docteur BROU Y. Télesphore, Maître–
Assistant à l’Institut de Géographie Tropicale (IGT), pour son soutien, l’intérêt qu’il a
toujours montré pour mon sujet d’étude et sa disponibilité aux discussions que nous avons
eues à mener ; ses conseils précieux m’ont été d’un grand intérêt.
Mes remerciements vont également à l'endroit des services publics et privés qui ont
permis de recueillir les données nécessaires à la réalisation de ce travail. Je cite la Direction
de l'Hydraulique Humaine, sous-Direction de l’Hydrologie et la SODEXAM. Je remercie plus
particulièrement le Directeur de la METEOROLOGIE/SODEXAM (Abidjan), pour m’avoir
accordé un stage au sein de ladite structure. Par la même occasion, je tiens à remercier
messieurs DJE K. Bernard et SROHOROU Bernard et leurs collaborateurs pour leur
disponibilité.
Je remercie monsieur KOUASSI Konan, Chef de Service à la Direction de la
SODEXAM de Yamoussoukro, pour avoir facilité les démarches au sein de l’Aéroport de
Yamoussoukro, pour la visite du parc météorologique de Yamoussoukro.
Je tiens à remercier très vivement le Professeur Eric SERVAT (Université de
Montpellier 2, France) pour avoir accepté d’instruire ce mémoire. Ses remarques et
suggestions fort intéressantes m’ont été très utiles. J’adresse toute ma reconnaissance au
Professeur GOULA Bi Tié Albert, pour avoir accepté de faire partie du jury de soutenance de
cette thèse.
Que le personnel administratif de l’UFR STRM trouve ici l’expression de ma sincère
reconnaissance pour ses diverses contributions à l’accélération des démarches administratives.
Je salue fraternellement mon collaborateur de tous les temps, le doctorant YAO K.
Blaise. Merci aux doctorants du laboratoire S.T.E.E. (ADJA Miessan, AKÉ Gabriel, DIBI
Brou) et du CURAT (SANGNE Charles, YOUAN Ta Marc, OKAINGNY J.C.) pour leur
sympathie, leurs encouragements et leur soutien par moment technique. Je me réjouis de cet
esprit d’équipe que nous avons su créer, et qui a rendu le cadre de travail très agréable.
Je salue très particulièrement les doctorants de l’équipe « hydrologie spatialisée »
(KOUAMÉ Alexis, KOUDOU Aimé, OULARÉ Sekouba, ADON Rodrigue) pour leur apport
dans le traitement des images satellitaires.
iii
Que KOUADIO K. Norbert, KOUAKOU K. Eugène, OMAR A. Sylvestre, KOFFI K.
Mesmin, et Clémence, tous doctorants à l’Université d’Abobo-Adjamé, trouvent ici
l'expression de ma profonde reconnaissance pour leur indéfectible amitié qui a été d'un
secours moral à l'évolution de ce travail.
Je voudrais remercier sincèrement messieurs KOFFI K. Edouard, N’GUESSAN K.
André, KONAN K. Richard, KOUASSI N. Jétême, N’GUESSAN K. François, pour leur aide
financière au cours de cette thèse.
Mes remerciements vont également à l’endroit de messieurs KOUASSI K. Mathieu,
YAO K. Pierre, KOUASSI K. Guillaume, BOHOUSSOU K. Pierre Paul, KACOU Félicien,
pour leurs services rendus et/ou encouragements.
Je remercie du fond du cœur tous les parents qui m’ont soutenu depuis le premier pas à
l’école (E.P.P. Mahounou-Akoué, sous-préfecture de Yamoussoukro) en octobre 1981 jusqu’à
la fin de ce travail (novembre 2007). Dans le même élan, j’ai une pensée pour les frères
KOUADIO N'guessan J.B., YAO Amani Vickey et YAO Kouamé Lambert, décédés
successivement au cours des années 2000, 2001 et 2005. Que vos âmes reposent en paix!
Que la famille KIMOU, ma tutrice depuis mon année de licence (1998) jusqu’à la
thèse (2007), reçoive mes sincères remerciements et toute ma reconnaissance pour tout ce
qu'elle fait pour moi. Je lui reste redevable pour la réalisation de ce travail et pour tout ce
qu'elle fait chaque jour à mon égard. Je remercie également monsieur OURA Amani Edmond.
J’adresse mes vifs remerciements à messieurs YAO K. Albert et KESSÉ Touvalé
successivement Directeur du Département des Sciences de la Terre et des Ressources
Minières (STERMI) et Directeur des Études, de l’École Supérieure des Mines et Géologie
(ESMG) de l’Institut National Polytechnique Houphouët Boigny (INP-HB) de Yamoussoukro
pour leur soutien.
Je dis merci à madame KOFFI N’guessan Jeannette, mère adoptive de ma fille Amani
Ekanou.
Par crainte d’avoir oublié quelqu’un, que tous ceux et celles dont je suis redevable se
voient ici vivement remerciés. Je vous témoigne ma profonde reconnaissance.
iv
TABLE DES MATIÈRES
Dédicace………………………………………………………………………………………..i
Avant-propos………………………………………………………………………………….ii
Table des matières………………………………………………………………………...….v
Liste des abréviations………………………………………………………………………..xi
Liste des figures……………………………………………………………………………..xiii
Liste des tableaux…………………………………………………………………………...xvi
Résumé…………………………………………………………………………………….…xx
Abstract……………………………………………………………………………………...xxi
INTRODUCTION GÉNÉRALE…………………………………………………………….1
PREMIÈRE PARTIE: CONTEXTE GÉNÉRAL ET PRÉSENTATION DE LA ZONE
D’ÉTUDE…………………………………………………………………………..………….6
CHAPITRE 1: CONTEXTE GÉNÉRAL DE L’ÉTUDE……………………………….….7
1.1. CONTEXTE CLIMATIQUE DE L’AFRIQUE DE L’OUEST……………………....8
1.2. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE EN AFRIQUE DE L’OUEST …………..…10
1.2.1. VARIABILITÉ DE LA PLUVIOMÉTRIE ANNUELLE………………………..…....10
1.2.2. VARIABILITÉ DE LA PLUVIOMÉTRIE MENSUELLE…………………….……..11
1.2.3. VARIABILITÉ DU NOMBRE DE JOURS DE PLUIE, DES ÉVÈNEMENTS
PLUVIEUX ET DES DURÉES DES SAISONS PLUVIEUSES…………………………....12
1.3. VARIABILITÉ HYDROLOGIQUE EN AFRIQUE DE L’OUEST…………...……….13
1.4.VARIABILITÉ
PLUVIOMÉTRIQUE
ET
HYDROLOGIQUE
EN
CÔTE
D’IVOIRE ……………………………………………………………………………….…..13
1.4.1. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE…………………………………………….…..14
1.4.2. VARIABILITÉ HYDROLOGIQUE……………………………………………......…14
1.5. CLIMAT, ACTIVITÉS AGRO-ÉCONOMIQUES ET DYNAMIQUE DE LA
VÉGÉTATION EN CÔTE D’IVOIRE ………………………………………………...….15
1.5.1. ACTIVITÉS AGRO-ÉCONOMIQUES ET DYNAMIQUE DE LA VÉGÉTATION..15
1.5.2. VARIABILITÉ CLIMATIQUE ET DYNAMIQUE DE LA VÉGÉTATION………...17
v
1.6.
IMPACT
DE
L’ÉVOLUTION
DU
COUVERT
FORESTIER
SUR
LE
COMPORTEMENT HYDROLOGIQUE D’UN BASSIN VERSANT…………………..19
1.7. IMPACTS DE LA VARIABILITÉ DU CLIMAT ET DU CHANGEMENT DE
L’OCCUPATION DU SOL SUR L’HYDROLOGIE……………………………………..20
1.7.1. DÉFINITION ET TYPOLOGIE DES MODÈLES…………………………………....20
1.7.2. MODÈLES CONCEPTUELS………………………………………………………….21
1.8.CONCLUSION PARTIELLE…………………………………………………….……22
CHAPITRE 2: PRÉSENTATION DE LA ZONE D’ÉTUDE…………………………....24
2.1. SITUATION GÉOGRAPHIQUE DE LA ZONE D’ÉTUDE…………………….….25
2.2. CADRE GÉOMORPHOLOGIQUE………………………………………………..…26
2.3. CONTEXTE GÉOLOGIQUE…………………………………………………………27
2.4. TYPES DE SOLS……………………………………………………………………….29
2.5. COUVERT VÉGÉTAL ……………………………………………………………..…31
2.6. ANALYSE DES PARAMÈTRES CLIMATIQUES DU BASSIN VERSANT DU
N’ZI…………………………………………………………………………………………..33
2.6.1. RÉGIMES CLIMATIQUES DU BASSIN VERSANT DU N’ZI……………………..33
2.6.2. HUMIDITÉ RELATIVE DE L’AIR…………………………………………………..35
2.6.3. TEMPÉRATURE DE L’AIR…………………………………………………………..36
2.6.4. RÉGIME DES VENTS………………………………………………………………...39
2.7. HYDROGRAPHIE DU FLEUVE N’ZI ET RÉGIMES HYDROLOGIQUES DU
N’ZI………………………………………………………………………………………..…40
2.7.1. HYDROGRAPHIE DU BASSIN………………………………………………...……40
2.7.2. ÉCOULEMENTS ET RÉGIMES HYDROLOGIQUES DU FLEUVE N’ZI……...….41
2.8. CONTEXTE HYDROGÉOLOGIQUE : AQUIFÈRES ET NAPPES………………43
2.9. ENVIRONNEMENT HUMAIN ET CONTEXTE SOCIO-ÉCONOMIQUE……...44
2.10. CONCLUSION PARTIELLE………………………………………………………..45
vi
DEUXIÈME PARTIE: DONNÉES ET MÉTHODES……………………………..….….47
CHAPITRE 3: DONNEÉS ET OUTILS.………………………………………………….48
3.1. DONNÉES DE L’ÉTUDE……………………………………………………………...49
3.1.1. DONNÉES CLIMATOLOGIQUES………………………………………………...…49
3.1.2. DONNÉES HYDROMÉTRIQUES……………………………………………………51
3.1.3. DONNÉES D’IMAGES SATELLITAIRES………………………………………..…51
3.2. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES HYDROMÉTÉOROLOGIQUES…..52
3.2.1. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES PLUVIOMÉTRIQUES ………………52
3.2.1.1.
Comblement
des
lacunes
par
la
méthode
des
vecteurs
régionaux
(M.V.R.)……………………………………………………………………………………...52
3.2.1.2. Caractérisation statistique des séries de données pluviométriques…………...…53
3.2.2. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES HYDROMÉTRIQUES………………..54
3.2.2.1. Reconstitution des données hydrométriques manquantes…………………….....54
3.2.2.3. Caractérisation statistique des séries de données hydrométriques……………...55
3.3. LOGICIELS UTILISÉS…………………………………………………..……………56
3.4. CONCLUSION PARTIELLE…………………………………………………………57
CHAPITRE 4: MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE…………………………………..…..58
4.1. MÉTHODOLOGIE D’ÉTUDE DE LA VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE..59
4.1.1.MÉTHODOLOGIE
D’ANALYSE
DE
SÉRIES
CHRONOLOGIQUES
PONCTUELLES……………………………………………………………………………...59
4.1.1.1. Tests de détection de rupture au sein des séries hydrométéorologiques………...59
4.1.1.1.1. Test de Pettitt………………………………………………………………………59
4.1.1.1.2. Procédure de segmentation………………………………………………………...60
4.1.1.1.3. Déficits hydroclimatiques………………………………………………………….61
4.1.1.2. Méthode de l’indice pluviométrique……………………………………………….61
4.1.1.3. Variabilité hydroclimatique mensuelle et saisonnière…………………………....62
4.1.1.4. Analyse fréquentielle des jours pluvieux……………………………………….....63
4.1.2. MÉTHODOLOGIE D’ANALYSE RÉGIONALE DES PRÉCIPITATIONS………...64
4.1.3. CARACTÉRISATION HYDROLOGIQUE DU BASSIN VERSANT DU N’ZI…….64
vii
4.1.3.1. Calcul du coefficient de tarissement : loi de Maillet et méthode dichotomique...64
4.1.3.2. Construction de la courbe de tarissement…………………………………………65
4.1.3.3. Evaluation du volume mobilisé par les aquifères…………………………………65
4.2. MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE DE LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION
DES SOLS……………………………………………………………………………………66
4.3.
MODÉLISATION
HYDROLOGIQUE
DE
LA
RELATION
PLUIE-
DÉBIT………………………………………………………………………………………..68
4.3.1. CHOIX DES ÉCHELLES DE MODÉLISATION……………………………………68
4.3.2.
DESCRIPTION
DES
MODÈLES
HYDROLOGIQUES
CONCEPTUELS
UTILISÉS…………………………………………………………………………………….69
4.3.2.1. Modèle de Tixeront………………………………………………………………....70
4.3.2.2. Modèle en «S»……………………………………………………………………….70
4.3.2.3. Modèle pluie-débit à l’échelle de temps mensuelle: GR2M……………………...71
4.3.3. FONCTION DE CRITÈRE D’OPTIMISATION ……………………………………..73
4.3.4. ÉVALUATION DE LA ROBUSTESSE D’UN MODÈLE …………………………..74
4.3.5. BASSINS VERSANTS RETENUS, PERIODES D’ETUDES ET PRINCIPE DE LA
MODELISATION……………………………………………………………………………75
4.3.6. ÉVALUATION DES INCERTITUDES ASSOCIÉES AUX VALEURS DE DÉBITS
SIMULÉS……………..............................................................................................................77
4.3.7. CARACTÉRISATION D’UNE TENDANCE DANS LE COMPORTEMENT
HYDROLOGIQUE DU BASSIN VERSANT……………………………………………….77
4.3.7.1. Analyse du coefficient d’écoulement………………………………………………78
4.3.7.2. Approche des résidus de simulation et paramètres de calage………………………..79
4.3.7.3. Approche de la simulation croisée et test de permutation…………………………...80
4.3.8. ÉVALUATION DE LA LAME D’EAU INFILTRÉE………………………………...82
4.3.8.1. Mécanismes de recharge des nappes………………………………………………82
4.3.8.2. Méthode du bilan hydrologique…………………………………………………....82
4.4. CONCLUSION PARTIELLE……………………………………………………..…..84
viii
TROISIÈME PARTIE : RÉSULTATS ET DISCUSSION……………………………….85
CHAPITRE 5: VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE ET DYNAMIQUE DE
L’OCCUPATION
DU
SOL
DANS
LE
BASSIN
VERSANT
DU
N’ZI
(BANDAMA)………………………………………...…………………………………..…..86
5.1.
INTERPRÉTATIONS
DES
RÉSULTATS
SUR
LA
VARIABILITÉ
HYDROCLIMATIQUE ET LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL……...87
5.1.1. VARIABILITÉ INTERANNUELLE DES PRÉCIPITATIONS………………………87
5.1.1.1. Variabilité temporelle des pluies annuelles……………………………………….87
5.1.1.2. Variabilité spatio-temporelle des précipitations……………………………...…..92
5.1.2. VARIATIONS MENSUELLES ET SAISONNIÈRES DES PRÉCIPITATIONS…....94
5.1.2.1. Variabilité saisonnière des précipitations……………………………………...….94
5.1.2.2. Variabilité du début et de la fin des saisons des pluies…………………..……….97
5.1.2.3. Variabilité pluviométrique et régimes climatiques………………………...……100
5.1.3. ANALYSE STATISTIQUE DES JOURS PLUVIEUX ……………………………..100
5.1.3.1. Analyse comparative des classes de hauteurs pluviométriques……………...…100
5.1.3.2. Variabilité interannuelle des fréquences de jours de pluie………………….….102
5.1.3.3. Variations saisonnières des fréquences de jours pluvieux……………………...103
5.1.4. FLUCTUATION INTERANNUELLE DES DÉBITS DES COURS D’EAU…….…106
5.1.5. TARISSEMENT DES COURS D’EAU ET VOLUMES MOBILISÉS PAR LES
AQUIFÈRES………………………………………………………………………………...108
5.1.5.1. Variations des coefficients de tarissement ……………………………………....108
5.1.5.2. Variations des volumes mobilisés par les aquifères……………………………..109
5.1.6. DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL DANS LE BASSIN DU N’ZI….…113
5.1.6.1. Définition des classes d’occupation du sol…………………………………...…..113
5.1.6.2. Évaluation de la classification supervisée……………………………………..…113
5.1.6.3. Dynamique de l’occupation du sol de 1974 à 2000……………………………....115
5.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS SUR LA VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE
ET LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL……………………………..…..119
5.3. CONCLUSION PARTIELLE……………………………………………………..…125
ix
CHAPITRE 6: ÉVALUATION DES MODÈLES HYDROLOGIQUES…………..…..128
6.1. INTERPRÉTATIONS DES RÉSULTATS DE L’ÉVALUATION DES MODÈLES
HYDROLOGIQUES……………………………………………………………………....129
6.1.1. PERFORMANCES ET ROBUSTESSE DES MODÈLES ANNUELS……………..129
6.1.1.1. Performances en calage des modèles annuels……………………………………129
6.1.1.2. Performances en phase de validation des modèles annuels……………………..132
6.1.1.3. Robustesse des modèles annuels………………………………………………….135
6.1.1.4. Analyse des paramètres des modèles annuels………………………….………...138
6.1.2. PERFORMANCES ET ROBUSTESSE DU MODÈLE MENSUEL GR2M………..139
6.1.2.1. Performances en phases de calage et de validation de GR2M…………...……..140
6.1.2.2. Analyse des paramètres du modèle GR2M………………………………………145
6.1.2.3. Analyse comparative des débits simulés par les différents modèles …………...145
6.1.2.4. Robustesse du modèle GR2M…………………………………………………….148
6.1.3. INCERTITUDES ASSOCIÉES AUX DÉBITS SIMULÉS………………………….150
6.1.3.1. Modèles annuels…………………………………………………………………...150
6.1.3.2. Modèle GR2M……………………………………………………………………..151
6.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS DE MODÉLISATION HYDROLOGIQUE….155
6.3. CONCLUSION PARTIELLE …………………………………………………….....158
CHAPITRE 7: TENDANCE DANS LA RELATION PLUIE-DÉBIT ET RECHARGE
DES NAPPES…………………………………………………………………………..…..149
7.1. INTERPRÉTATIONS DES RÉSULTATS SUR LA TENDANCE PLUIE-DÉBIT
ET LA RECHARGE DES NAPPES…………………………………………………..….163
7.1.1. DÉTECTION DE TENDANCE AU SEIN DE LA RELATION PLUIE-DÉBIT……163
7.1.1.1. Résultats de l’approche du coefficient d’écoulement ………………………...…163
7.1.1.2. Résultats de l’approche des résidus de simulation et paramètres de calage…..166
7.1.1.2.1. Détection de changements hydrologiques à partir des résidus de simulation…….167
7.1.1.2.2. Détection de changements dans la relation pluie-debit à partir des paramètres de
calage…………………………………………………………………………………….….169
7.1.1.3. Résultats de l’approche des simulations croisées………………………………..175
x
7.1.2. IMPACT DE LA VARIABILITÉ CLIMATIQUE SUR LES RESSOURCES EN EAU
SOUTERRAINES………………………………………………………………………...….178
7.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS RELATIFS À LA DÉTECTION DE
MODIFICATION DE LA RELATION PLUIE-DÉBIT ET RECHARGE DES
NAPPES..…………………………………………………………………………………...184
7.3. CONCLUSION PARTIELLE ……………………………………………..…….…..188
CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVES………………………………….…177
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES…………………………………………………183
xi
LISTE DES ABRÉVIATIONS
AOC: Afrique de l’Ouest et centrale.
BNETD: Bureau National d’Etudes Techniques et de Développement.
CEMAGREF: Centre national du machinisme agricole, du génie rural et des eaux et forêts.
CCT: Centre de Cartographie et de Télédétection.
CURAT: Centre Universitaire de Recherche et d’Application en Télédétection.
ESMG: Ecole Supérieure de Mines et Géologie.
ETM: Enhanced Thematic Mapper.
ETP: Évapotranspiration Potentielle.
ETR: Évapotranspiration Réelle.
EVC: Évaluation de la Variabilité Climatique.
FAO: Food and Agriculture Organisation.
GR2M: Génie Rural, modèle à 2 paramètres et au pas mensuel.
FRIEND: Flow Regimes from International Experimental and Network Data.
ICCARE: Identification et Conséquences d’une variabilité du Climat en AfRique de l’Ouest
non sahélienne.
IGT: Institut de Géographie Tropicale.
INP HB: Institut National Polytechnique Houphouët Boigny.
xii
IPCC: Intergovernemental Panel on Climate Change.
MNA: Modèle Numérique d’Altitude.
LSTEE: Laboratoire des Sciences et Techniques de l’Eau et de l’Environnement.
MSS: MultiSpectral Scanner.
OMM: Organisation Mondiale de la Météorologie.
ORSTOM: Office de Recherche Scientifique des Territoires d’Outre-Mer.
UFR STRM: Unité de Formation et de Recherche des Sciences de la Terre et des Ressources
Minières.
SODEXAM: Société d’Exploitation et de Développement Aéroportuaire, Aéronautique et
Météorologique.
TM : Thematic Mapper.
xiii
LISTE DES FIGURES
Figure 1: Indices pluviométriques moyens durant les décennies 1950 à 1980 (Servat et
al., 1998)………………………………………………………………………………….......10
Figure 2: Grandes formations végétales en Côte d’Ivoire (CCT, 1999 in Brou,
2005)………………………………………………………………………………………….16
Figure 3 : Situation géographique du bassin versant du N’zi (Bandama)……………….25
Figure 4: Modèle numérique d’altitude (MNA) du bassin versant du N’zi……………..26
Figure 5: Géologie du bassin versant du N’zi (Tagini, 1971 ; Papon, 1973)……………..28
Figure 6: Carte pédologique du bassin versant du N’zi (Monnier, 1978)……………….30
Figure 7: Couverture végétale du bassin versant du N’zi (Monnier, 1978)…………...…31
Figure 8: Climats du bassin versant du N’zi (1971-2000)………………………………...34
Figure 9: Variations interannuelles de l’humidité relative de 1968 à 2000: a- à Bouaké ;
b- à Dimbokro……………………………………………………………………………..…36
Figure 10: Variations interannuelles de la température de l’air (1961-2000) :
a- à Bouaké ; b- à Dimbokro ……………………………………………………………….37
Figure 11: Diagrammes ombrothermiques (1961-2000) : a- de la région de Bouaké ;
b- Dimbokro …………………………………………………………………………………38
Figure 12: Réseau hydrographique du bassin du N’zi (Monnier, 1978)…………………40
Figure 13: Régimes hydrologiques du N’zi (1968-1997): a- à Fétêkro ; b- M’bahiakro ;
c- N’zianoa………………………………………………………………………………..….42
Figure 14: Stations hydrométéorologiques du bassin versant du N’zi:
a- stations météorologiques ; b- stations hydrométriques………………………………..50
Figure 15: Schéma de fonctionnement du modèle GR2M (Mouelhi, 2003 ; Mouelhi et
al.,2005)………………………………………………………………………………………71
Figure 16: Test de Pettitt appliqué aux séries pluviométriques annuelles (1923-2004) :
a- Dabakala ; b- Dimbokro…………………………………………………………………90
Figure 17: Indices pluviométriques annuels à la station de Dabakala (1923-2004)……..91
Figure 18: Indices pluviométriques annuels à la station de Bouaké (1923-2004)……….91
Figure 19: Indices pluviométriques annuels à la station de Dimbokro (1923-2004)…….92
Figure 20: Indices pluviométriques annuels du bassin du N’zi (1951-2000)…………….93
Figure 21: Variations de la pluviométrie à Tafiré (1951-2000) :
a- au cours de la saison pluvieuse ; b- au cours de la saison sèche……………………….95
xiv
Figure 22: Variations de la pluviométrie à Dimbokro (1951-2000) :
a- mois de la grande saison pluvieuse ; b- mois de la petite saison pluvieuse…………....96
Figure 23: Variations de la pluviométrie mensuelle à M’bahiakro (1951-2000) :
a- grande saison sèche ; b- petite saison sèche……………………………………………..97
Figure 24: Variabilité du début et de la fin de la saison des pluies à la station de Tafiré:
a- période 1951-1970 ; b- période 1971-2000……………………………………………...98
Figure 25: Variabilité du début et de la fin de la saison des pluies à la station de
Dimbokro : a- période 1951-1970 ; b- période 1971-2000………………………………...99
Figure 26: Normales pluviométriques des périodes 1951-1980, 1961-1990 et 1971-2000
à : a- Niakaramandougo ; b- Bouaké ; c- Tiassalé……………………………………….101
Figure 27: Test de Pettitt appliquée aux séries annuelles de fréquences des jours
pluvieux (1923-2000): a- Bouaké ; b- Dimbokro…………………………………………104
Figure 28: Variations saisonnières des jours de pluie au cours de la période 1951-2000
aux stations de : a- Dabakala ; b- Bocanda ; c- Tiassalé………………………………...105
Figure 29: Ruptures identifiées par le test de Pettitt au niveau du fleuve N’zi
(1951-2000) : a-station de N’zianoa ; b- station de Fêtékro……………………………..107
Figure 30: Évolution des indices centrés réduits des débits annuels sur le fleuve
N’zi (1951-2000): a- station de N’zianoa (a) ; b- station de Dimbokro…………………107
Figure 31: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à N’zianoa :
a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968……………………………….110
Figure 32: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à M’bahiakro :
a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968……………………………….111
Figure 33:Variations interannuelles du volume mobilisé par les aquifères du N’zi
(1954-1997): a- à la station de Dimbokro ; b- à la station de Bocanda…………………112
Figure 34: Dynamique de l’occupation du sol dans la zone test du bassin versant du N’zi
entre 1974 et 2000…………………………………………………………………………..116
Figure 35: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 1990…..117
Figure 36: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 2000…..118
Figure 37: Simulation des débits annuels du N’zi en phase de calage (1973-1997):
a- modèle en «S» à Fétêkro ; b- modèle de Tixeront à N’zianoa………………………..131
Figure 38: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle de
Tixeront du N’zi (1961-1972) : a- à N’zianoa ; b- à Dimbokro ; c- à Bocanda………...133
xv
Figure 39: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle en
«S» du N’zi (1961-1972): a- à N’zianoa ; b- à Dimbokro ; c- à Bocanda……………….134
Figure 40: Hydrogrammes observés et simulés en phase de calage par le modèle
GR2M (1973-1997): a- à Dimbokro ; b- à M’bahiakro ; c- à Fétêkro………………….140
Figure 41: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle
GR2M (1961-1972) : a- à Dimbokro ; b- M’bahiakro ; c- Fétêkro……………………..142
Figure 42: Débits observés et débits simulés en calage par le modèle GR2M :
a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro…………………………………………………………...…144
Figure 43: Débits mensuels issus du modèle GR2M agrégés au pas de temps annuel en
phase de calage au niveau des bassins versants du N’zi : a- à Dimbokro ; b- à
Fêtékro……………………………………………………………………………………...147
Figure 44: Débits mensuels issus du modèle GR2M agrégés au pas de temps annuel en
validation au niveau des bassins versants du N’zi : a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro…….148
Figure 45: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) en
phase de calage à N’zianoa : a- modèle en « S » ; b- modèle de Tixeront……………..152
Figure 46: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) en
phase de validation à Dimbokro: a- modèle en « S » ; b- modèle de Tixeront………..153
Figure 47: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) du
modèle GR2M: a- en phase de calage à M’bahiakro ; b- en phase de validation à
Fêtékro…………………………………………………………………………………..….154
Figure 48: Incertitudes associées aux débits simulés en calage: a- à Dimbokro ; b- à
Fêtékro……………………………………………………………………………………...155
Figure 49: Détection de rupture dans la série chronologique du coefficient d’écoulement
par le test de Pettitt à N’zianoa (1951-2000)……………………………………………..163
Figure 50: Relation entre coefficient d’écoulement annuel et précipitations
à N’zianoa (1951-2000)………………………………………………………………….....164
Figure 51: Évolution des résidus du coefficient d’écoulement (1951-2000)……………165
Figure 52: Comparaison Kr observé et Kr simulé (Kr*) sur le bassin versant du N’zi
(1951-2000)………………………………………………………………………………….166
Figure 53: Résidus de simulation sur la période 1961-1997 quantifiés par le critère de
Nash : a- le modèle en «S» ; b- le modèle GR2M…………………………………...……168
xvi
Figure 54: Distribution du paramètre «a» en fonction de:
a) la pluie moyenne (N’zianoa) ; b) l’ETP moyenne (Fêtékro)……………………..…..171
Figure 55: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de la pluie moyenne
(Dimbokro)………………………………………………………………………………....171
Figure 56: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de l’ETP moyenne (Dimbokro).172
Figure 57: Relations entre les paramètres X1 et X2 du modèle GR2M à :
a) Fêtékro ; b) Dimbokro……………………………………………………………….…172
Figure 58: Variations du paramètre « a » du modèle en « S » à N’zianoa…………….173
Figure 59: Variations des paramètres du modèle GR2M : a- X1 (Fêtékro) ; b- X2
(Dimbokro)………………………………………………………………………………....174
Figure 60: Hydrogrammes de débits observés et simulés en phase de calage du modèle
GR2M (1961-1997) à : a- Dimbokro ; b- M’bahiakro ; c- Fêtékro………………….....180
Figure 61: Évolution des lames d’eau infiltrées (annuelles) au niveau du N’zi à
Dimbokro (a), à M’bahiakro (b) et à Fêtékro (c) (1961-1997)………………………..…182
Figure 62: Évolutions saisonnières des lames d’eau infiltrées au niveau du N’zi (19611997): a-Fêtékro ; b- Dimbokro………………………………………………………..….183
xvii
LISTE DES TABLEAUX
Tableau I: Évolution par région des zones forestières sous emprise humaine entre 1955
et 1999 (Brou, 2005)…………………………………………………………………………17
Tableau II: Humidités relatives mensuelles moyennes (%) aux stations de Bouaké et
Dimbokro (1968-2000)…………………………………………………………………...….35
Tableau III: Températures mensuelles aux stations de Bouaké et Dimbokro (19612000)………………………………………………………………………………………….36
Tableau IV: Vitesses moyennes des vents (en m/s) aux stations de Bouaké et Dimbokro
(1968-2000)…………………………………………………………………………………...39
Tableau V: Directions des vents (en degré) au niveau des stations de Bouaké et
Dimbokro (1968-2000)…………………………………………………………………...….39
Tableau VI: Caractéristiques statistiques des données climatologiques du N’zi
(1951-2004)…………………………………………………………………………………...54
Tableau VII: Coefficients d’efficacité des différentes stations…………………………...55
Tableau VIII: Lames d’eau moyennes écoulées au niveau des stations hydrométriques
retenues (1951-2000)………………………………………………………………………...56
Tableau IX: Résultats des tests de rupture (1951-2004)…………………………………..87
Tableau X: Déficits pluviométriques des stations du bassin (1951-2004)………………..88
Tableau XI: Résultats des tests de rupture (1923-2004)…………………………………..89
Tableau XII: Pourcentages pluviométriques des classes de pluie (1951-2000)………...102
Tableau XIII: Résultats de la procédure de segmentation (1951-2000)………………...102
Tableau XIV: Résultats des tests de rupture (1923-2000)……………………………….103
Tableau XV: Résultats des tests de rupture appliqués aux données de débits annuels
(1951-2000)……………………………………………………………………………….…106
Tableau XVI: Déficits d’écoulement des stations du bassin du N’zi (1951-2000)……...108
Tableau XVII: Coefficients de tarissement interannuels autour de la rupture de
1968……………………………………………………………………………………….…109
Tableau XVIII: Volumes mobilisés par les aquifères du bassin du N’zi……………….109
Tableau XIX: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat MSS de
1974………………………………………………………………………………………….113
Tableau XX: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat TM de
1990………………………………………………………………………………………….114
xviii
Tableau XXI: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat ETM de
2000………………………………………………………………………………………….114
Tableau XXII: Pourcentages des classes d’occupation du sol du bassin du N’zi………119
Tableau XXIII: Résultats des calages (1973-1997) et validations (1961-1972) des modèles
en «S» et de Tixeront……………………………………………………………………....129
Tableau XXIV: Débits observés et simulés (mm) par les modèles en «S» et de Tixeront
en phase de calage (1973-1997)………………………………………………………...….131
Tableau XXV: Débits observés et simulés (mm) par les modèles en «S» et de Tixeront en
phase de validation (1961-1972)…………………………………………………………...132
Tableau XXVI: Comparaison des performances des différents modèles annuels au cours
des deux périodes de calage (1961-1997)………………………………………………….136
Tableau XXVII: Comparaison des performances des différents modèles annuels au
cours des deux périodes de validation (1961-1997)………………………………………136
Tableau XXVIII: Performances moyennes et critère de robustesse des différents
modèles annuels (1961-1997)…………………………………………………………...….137
Tableau XXIX: Résultats des calages (1973-1997) et des validations (1961-1972) du
modèle GR2M………………………………………………………………………………139
Tableau XXX: Débits observés et simulés (mm) par le modèle GR2M………………...143
Tableau XXXI: Comparaison des performances des modèles annuels et du modèle
GR2M aux résultats agrégés au pas annuel………………………………………………146
Tableau XXXII: Synthèse des performances en calage (1961-1972 et 1973-1997) et en
validation (1961-1972, 1973-1997) du modèle GR2M………………………………..…..149
Tableau XXXIII: Performances moyennes et critère de robustesse du modèle GR2M
(1961-1997)………………………………………………………………………………….149
Tableau XXXIV: Incertitudes relatives aux débits calculés en phases de calage (19731997) et validation (1961-1972) par les modèles en «S» et de Tixeront…………..……..150
Tableau XXXV: Incertitudes en phases de calage et de validation dans le bassin du
N’zi……………………………………………………………………………………….….151
Tableau XXXVI: Résultats de la procédure du multi-calage au niveau des bassins du
N’zi à N’zianoa et Fêtékro à partir du modèle en «S»………………………………..….167
Tableau XXXVII: Résultats de la procédure du multi-calage au niveau des bassins
versants du N’zi à Dimbokro et Fêtékro à partir du modèle GR2M…………………...167
Tableau XXXVIII: Matrices de simulations croisées des lames d’eau écoulées (mm) à
N’zianoa sur la période 1961-2000………………………………………………………..176
xix
Tableau XXXIX: Matrices de simulations croisées des lames d’eau écoulées (mm) à
Fêtékro sur la période 1961-2000………………………………………………………....176
Tableau XL: Matrices de signes à N’zianoa sur la période 1961-2000…………………177
Tableau XLI: Matrices de signes à Fêtékro sur la période 1961-2000………………….177
Tableau XLII: Paramètres de calage et performances du modèle GR2M (1961-1997)..179
Tableau XLIII: Caractéristiques statistiques des lames d’eau infiltrées (mm) sur les
bassins retenus (1961-1997)………………………………………………………………...179
xx
RÉSUMÉ
Titre: Caractérisation d’une modification éventuelle de la relation pluie-débit et ses
impacts sur les ressources en eau en Afrique de l’Ouest: cas du bassin versant du N’zi
(Bandama) en Côte d’Ivoire.
De nombreuses études sur la variabilité climatique à l’échelle de l’Afrique de l’Ouest
et de la Côte d’Ivoire, montrent qu’une tendance à la sécheresse s’est manifestée à partir de la
fin de la décennie 1960. Ces anomalies pluviométriques observées sur plusieurs années
consécutives se sont répercutées sur les écoulements des cours d’eau, provoquant une baisse
considérable de leurs caractéristiques hydrologiques (débits moyens annuels, débits moyens
journaliers maximums, débits d’étiage, etc.). A côté de la variabilité hydroclimatique, il y a la
dégradation du couvert végétal. En effet, la végétation constitue un des facteurs les plus
changeants parmi les conditions physiques agissant sur le processus de transformation de la
pluie en débit dans un bassin versant. C’est ainsi que la présente thèse tente de répondre à
deux questions qui nous semblent essentielles: quelle est la dynamique de la transformation
de la pluie en débit à l’échelle du bassin versant aux pas mensuel et annuel, par des modèles
hydrologiques? Et quelles sont les conséquences de cette dynamique pluie-débit sur les
ressources en eau?
L’objectif de ce travail est d’identifier des tendances au sein de la relation pluie-débit
et d’étudier ses impacts sur les ressources en eau du bassin versant du N’zi (Bandama) dans
un contexte de variabilité hydroclimatique et de modification de l’occupation du sol. Les
résultats des différentes méthodes statistiques appliquées aux séries chronologiques de
variables caractéristiques du régime pluviométrique et hydrométrique montrent que
globalement sur le bassin versant du N’zi (Bandama), ces variables sont en baisse depuis les
années 1970. Le déficit pluviométrique annuel varie entre 13% et 24%, alors que les débits
moyens annuels des cours d’eau de surface présentent un déficit moyen de 52%. Malgré la
perturbation des précipitations dans le bassin versant du N’zi, les régimes climatiques
saisonniers n’ont pas été modifiés. L’utilisation des images satellitaires a mis en évidence une
modification de l’occupation du sol marquée par la quasi-disparition des végétations
forestières et une régénérescence des forêts claires et/ou savanes arborées.
On a eu recours à la modélisation de la relation pluie-débit, basée sur les modèles
conceptuels de bilan hydrologique. Les modèles en «S», de Tixeront et GR2M ont
particulièrement montré leur performance et leur robustesse à simuler les écoulements.
xxi
Les différents résultats obtenus montrent que la réponse hydrologique d’un bassin versant est
un processus non-linéaire.
L’analyse des coefficients d’écoulement, des paramètres de calage, des résidus de
simulation et des matrices de simulations croisées a permis de mettre en évidence une
modification dans la relation pluie-débit dans le bassin versant du N’zi. Cette modification de
la relation pluie-débit a eu pour conséquence, la réduction du potentiel de recharge des
nappes.
Mots clés: Variabilité hydroclimatique, modélisation conceptuelle, relation pluie-débit,
recharge des nappes, ressources en eau, N’zi .
ABSTRACT
Title: Characterization of a possible modification of the rainfall-runoff relation and its
effects on water resources of West Africa: case of the N’zi (Bandama) catchment in
Ivory coast.
Numerous studies on climate variability throughout West Africa and Ivory Coast,
tends to show that the drought has manifested itself from the end of the decade in 1960. These
anomalies observed rainfall over several consecutive years have affected the runoff of rivers
causing a considerable drop their hydrologic characteristics (average annual rates, average
daily maximum flow, low-flow rates, etc.). Apart from the hydroclimatic variability, there is a
degradation of the vegetation cover. Several works done are often geared to the
characterization of the hydroclimatic variability and forecasting of water resources. This
thesis attempts to answer a question that is essential: what is the dynamic of the
transformation of rainfall to runoff throughout the watershed to not monthly and yearly by
hydrological models, in a context of hydroclimatic variability and changing land? And what
are the consequences of this dynamic rainfall-runoff on water resources?
This work aims at identifying trends in rainfall-runoff relation and studies of the
effects on water resources of the N’zi (Bandama) catchment in a hydroclimatic variability
context. The results of the various statistical methods applied to the time series of
characteristic variables of the pluviometric and hydrometric mode shows that generally on the
N’zi (Bandama) catchment ; these variables have decreased since the 1970’s.
xxii
The annual pluviometric deficit varies between 13 and 24 percent whereas the annual
medium flows display an average deficit of 52 percent. However this climatic variability did
not generate any modification of climatic regimes.
The use of Landsat (MSS, TM and ETM) imagery has shown the modification on the
occupation of ground in the N’zi catchment.
We resorted to the modelling of the rainfall-runoff relation, based on conceptual
models of hydrological assessment. Models in “S”, of Tixeront and GR2M have particularly
shown their performance and their efficiency in simulation the flows. The results of modelling
show that the hydrological response of a catchment is a non-linear process. The coefficient
drainage analysis, chock parameters, simulation remains and cross simulation matrices
permitted to demonstrate a modification in the hydrological behaviour of the N’zi catchment.
The consequence of the modification of the rainfall-runoff relation was the reduction of the
aquifers refillment potential.
Key words: Hydroclimatic variability, conceptual modelling, rainfall-runoff relation,
aquifers refillment potential, water resources, N’zi.
xxiii
INTRODUCTION GÉNÉRALE
La réalité d'un changement climatique dû à l'augmentation des gaz à effet de serre
(GES), et notamment du CO2, fait désormais l'objet d'un consensus bien affirmé (Ardoin,
2004 ; Sighomnou, 2004). Ainsi, les problèmes liés aux changements climatiques occupent
une importante place parmi les préoccupations majeures contemporaines. Il y a donc un
intérêt particulier des scientifiques à l’étude de la variabilité climatique et des ressources en
eau. Les précipitations représentent le facteur le plus important du climat tant pour les
populations que pour les écosystèmes.
De nombreuses études sur la variabilité climatique à l’échelle de l’Afrique de l’Ouest
(Nicholson, 1994 ; Servat et al., 1998 ; Paturel et al., 1998 ; Ouédraogo, 2001 ; Ardoin et al.,
2003 ; Ardoin, 2004) et de la Côte d’Ivoire (Brou, 1997 ; 2005 ; Bigot et al., 2005), montrent
qu’une tendance à la sécheresse s’est manifestée à partir de la fin de la décennie 1960. Ce
phénomène ne s’est pas réalisé de façon homogène dans le temps. En Côte d’Ivoire, il a
d’abord affecté le Nord, puis progressivement s’est étendu vers le centre et enfin sur le
littoral. Ces anomalies pluviométriques constatées depuis près de quatre décennies ont connu
une résonance exceptionnelle dans les régions nord et centre du pays. Mais en réalité,
l’ensemble du pays présente une vulnérabilité importante aux déficits pluviométriques. En
effet, on note durant ces mêmes moments, des déficits pluviométriques dans les régions même
plus humides situées dans le Sud (Brou, 1997 ; Brou et al., 1998) et l’Ouest (Savané et al.,
2001 ; Kouassi, 2003) où l’importance des hauteurs pluviométriques font que les effets de la
baisse des précipitations sont moins ressentis.
Le déficit pluviométrique observé sur plusieurs années consécutives s’est répercuté sur les
écoulements des grands cours d’eau et, leurs affluents dans le pays en provoquant une baisse
considérable de leurs caractéristiques hydrologiques (débits moyens annuels, débits moyens
journaliers maximums, débits d’étiage). Les déficits d’écoulement semblent être amplifiés
dans certains cas (Paturel et al., 1997 ; Servat et al., 1997 ; Kouassi, 2003 ; Savané et al.,
2003). La sécheresse implique de nombreux problèmes socio-économiques dont les effets
sont souvent difficiles à résorber.
1
Elle est généralement perçue plus en terme d'impacts que de genèse, mais les données
scientifiques et techniques ne semblent pas être toujours suffisantes à elles seules pour rendre
perceptibles les drames vécus par les populations des régions affectées par les aléas du climat
(pertes de troupeaux, graves pénuries de récoltes, famines, nombreux déplacements de
populations, mauvais remplissage des retenues, etc.).
Tout cela a, provoqué de graves conséquences sur la fourniture d’eau et
d’hydroélectricité, affecté la capacité de production et mis en péril les ressources naturelles
(eaux de surface, eaux souterraines, végétation, faune, etc.).
L’une des plus fortes perturbations qui ait agi ou agit encore sur les hydrosystèmes est
due à l’activité humaine et concerne l’occupation des sols. En effet, le patrimoine forestier a
été soumis à une déforestation systématique de grande échelle pour la création des plantations
de café, cacao, palmiers à huile, hévéa, ananas, etc., qui ont fait de la Côte d’Ivoire un grand
pays agricole (Brou, 2005). En effet, l’économie de la Côte d’Ivoire, comme la plupart des
pays en voie de développement repose sur l’agriculture alors que cette agriculture subit les
aléas du climat, réduisant ainsi la production. La dégradation de la couverture végétale a une
influence sur les régimes climatiques (Brou, 1997 ; 2005) et donc sur les régimes
hydrologiques.
L'analyse et la caractérisation précise des manifestations de la variabilité du climat, et
sa relation avec la variabilité des ressources en eau constituent aujourd'hui une problématique
de développement, en ce sens qu'elles doivent déboucher sur l'élaboration de scénarii
permettant la prévision et la gestion durable des ressources en eau. La mobilisation et la
gestion intégrée et durable des ressources en eau constituent un impératif pressant pour gérer
l’impact négatif de la sécheresse et des inondations dans nos régions.
L'ampleur des problèmes climatiques et hydrologiques dans le monde entraîne une
globalisation des techniques d'observation et des méthodes d'analyse. Afin d'établir un
diagnostic pertinent et de concevoir des stratégies adaptatives opérantes, nous devons utiliser
des outils pertinents tels que les modèles pluies-débits (Kouamé et al., 1995 ; Andréassian,
2002 ; Ardoin et al., 2002 ; Varado, 2004 ; Le Lay , 2006). Ces modélisations peuvent se faire
selon divers niveaux d'agrégation, depuis une approche globale jusqu'à un schéma distribué.
En effet, le bassin versant peut être considéré comme un tout indifférencié (Ambroise,
1991), qui ne reproduit en sortie que le seul débit observé à l'exutoire, ou un espace maillé. Ce
débit est dépendant des facteurs climatiques et physiographiques du bassin versant étudié.
2
L’étude menée s’intitule «Caractérisation d’une modification éventuelle de la relation
pluie-débit et ses impacts sur les ressources en eau en Afrique de l’Ouest: cas du bassin
versant du N’zi (Bandama) en Côte d’Ivoire».
Ce thème s’inscrit dans l’axe de recherche «Variabilité climatique et Modélisation
hydrologique» du Laboratoire des Sciences et Techniques de l’Eau et de l’Environnement
(LSTEE) de l’UFR des Sciences de la Terre et des Ressources Minières (STRM) de
l’Université de Cocody-Abidjan. Cette étude a pour objectif principal d’identifier des
tendances au sein de la relation pluie-débit et d’étudier les impacts de cette éventuelle
modification sur les ressources en eau du bassin versant du N’zi (Bandama). En effet, le
bassin versant du N’zi renferme une partie utile de la Côte d’Ivoire au plan socio-économique
(ancienne boucle du cacao) et constitue un atout majeur pour le développement de ce pays. Le
N’zi est une sorte de cordon ombilical reliant les zones humides du Sud aux régions sèches du
Nord. Le fleuve se comporte comme une artère nourricière qui entretient les conditions de vie
pour l’homme. Les effets cumulés des activités destructrices de l’homme, conduisant à la
dégradation accélérée de l’environnement, avec comme indicateurs la dégradation du couvert
végétal et la sécheresse des dernières décennies, ne sont pas sans conséquence sur les
ressources en eau du bassin.
Cinq objectifs spécifiques sont retenus pour atteindre cet objectif principal:
- caractériser et analyser la variabilité hydroclimatique: il demeure utile d’actualiser et
approfondir les études relevant de la variabilité climatique. En effet, les données utilisées par
plusieurs auteurs s’arrêtent généralement avant ou au plus en 2000 (Bigot et al., 2005 ; Brou,
2005 ; Goula et al., 2006). En plus, le paramètre le plus souvent étudié dans cette perspective
est la pluviométrie annuelle. Les études donnant une vision de la fréquence des jours
pluvieux, de la variation des longueurs des saisons pluvieuses, de la problématique des
changements des régimes climatiques saisonniers sont inexistant sur le bassin versant du N’zi
(Bandama). Il s’agit dans cette analyse de réaliser une étude statistique et cartographique
donnant une approche statique et dynamique du climat du bassin versant du N’zi (Bandama).
On analysera également les relations entre les signatures caractéristiques de phénomènes
climatiques et la variabilité des ressources en eau ;
3
- analyser la dynamique de l’occupation du sol : la question des relations entre
modifications environnementales et comportements hydrologiques apparaît comme un
problème majeur dans les études touchant à l’aménagement des milieux. Ces processus sont à
l’origine de la dynamique de la transformation des précipitations en débits. L’étude de
l’évolution de l’occupation du sol permet de comprendre la dynamique temporelle des
relations entre pluie et débit. Basée sur des analyses diachroniques d’images satellitaires,
l’étude permettra de quantifier la poursuite du phénomène de la déforestation avec pour
corollaire l’augmentation des surfaces en forêt dégradée et en culture ou jachère ;
- modéliser la production des ressources en eau à l’échelle des bassins versants: il s’agit
d’évaluer les performances, les robustesses et les incertitudes des modèles hydrologiques
utilisés. L'utilisation de modèles hydrologiques sur de grandes unités d’espace et aux pas de
temps mensuel et annuel est nécessaire pour mettre en évidence des tendances dans la relation
pluie-débit. L’application de ces modèles par une approche globale, constitue un outil
intéressant dans le cadre d’une problématique tournée vers les impacts du climat sur les
ressources en eau ;
- étudier la problématique de la non-stationnarité de la relation pluie-débit: plusieurs
travaux réalisés en Côte d’Ivoire soulignent une baisse persistante de la pluviométrie. Aussi,
les conséquences des interventions humaines dans les bassins versants, soit dans un contexte
rural (drainage agricole, déforestation, reboisement, etc.), soit dans un contexte urbain
(urbanisation progressive) sont-elles évidemment perceptibles. On est donc amené à se
demander si le déficit pluviométrique observé sur plusieurs années a pu affecter les facteurs
de l’écoulement des bassins, de sorte que leur réponse soit désormais différente. C’est à cette
interrogation qu’on cherchera à apporter des éléments de réponse en ayant recours à la
modélisation de la relation pluie-débit à travers plusieurs approches. En effet, le fait d’utiliser
un modèle dans un but de changement de la relation pluie-débit doit être vu comme un test
considérablement plus exigent que la validation classique par le partage de la série de données
en deux sous-séries, l’une destinée au calage et l’autre réservée au contrôle (Kuczera, 1993 in
Nascimento, 1995) ;
4
- quantifier le potentiel de recharge des nappes du bassin: cette question de la recharge fait
l’objet d’un intérêt scientifique depuis plusieurs décennies (Soro, 1987 ; Biémi, 1992 ;
Savané, 1997 ; Kouamé, 1999 ; Saley, 2003 ; Kouadio, 2005). Si l’existence d’une recharge
est admise, sa quantification n’est que difficilement appréciée et ne dégage, jusque-là, que peu
d’indications précises. Aussi, l’étude de la recharge s’inscrit-elle dans une problématique
scientifique qui n’a pas encore été abordée dans son intégralité sur le bassin versant du N’zi.
Les estimations faites par les méthodes classiques restent approximatives. Les modèles
hydrologiques pourraient-elles nous donner des valeurs raisonnables? A partir de modèle à
réservoirs, la quantité d’eau infiltrée a été évaluée.
Pour étudier avec précision la question de la tendance dans la relation pluie-débit et
ses impacts sur les ressources en eau au moyen de la modélisation hydrologique dans un
contexte de variabilité hydroclimatique et de modification de l’occupation du sol, le mémoire
a é été scindé en trois parties.
La première partie regroupe deux (2) chapitres. Nous abordons dans le premier
chapitre, le contexte hydroclimatique de l’Afrique de l’Ouest de façon générale et de la Côte
d’Ivoire en particulier, la relation entre le climat, les activités agro-économiques et la
dynamique de la végétation en Côte d’Ivoire, l’impact de l’évolution du couvert forestier sur
le comportement hydrologique d’un bassin versant et l’impact de la variabilité du climat et du
changement de l’occupation du sol sur l’hydrologie. Le deuxième chapitre porte sur la
présentation des caractéristiques géographiques et physiques de la zone d’étude.
Dans la deuxième partie composée de deux chapitres, nous présenterons les données
de l’étude ainsi que les outils utilisés au chapitre 3. Le chapitre 4 est consacré à la
méthodologie adoptée pour aboutir aux objectifs de l’étude.
La troisième partie de ce travail englobe les chapitres 5, 6 et 7. Elle est consacrée aux
résultas obtenus. La caractérisation de la variabilité hydroclimatique et de la dynamique de
l’occupation du sol fait l’objet du chapitre 5. Le sixième chapitre aborde l’évaluation des
modèles hydrologiques utilisés au cours de cette étude. Il s’agit des modélisations
hydrologiques conceptuelles de la relation pluie-débit. Enfin, le chapitre 7 se rapporte à
l’identification de tendances au sein de la relation pluie-débit et à l’étude du potentiel de
recharge des nappes dans le bassin versant du N’zi.
Il existe une conclusion générale qui fait une synthèse des principaux résultats obtenus
et ouvre des perspectives de recherche. Le mémoire se termine par une synthèse des
références bibliographiques citées au cours de l’étude.
5
PREMIÈRE PARTIE:
CONTEXTE GÉNÉRAL
ET PRÉSENTATION DE LA ZONE
D’ÉTUDE
6
CHAPITRE 1:
CONTEXTE GÉNÉRAL DE L’ÉTUDE
7
1.1. CONTEXTE CLIMATIQUE DE L’AFRIQUE DE L’OUEST
2
L’Afrique de l’Ouest constitue une région très vaste de près de 6 000 000 km . On y
distingue trois unités climatiques (Ardoin, 2004) :
- le climat sahélien qui marque la transition vers le climat désertique. Les pluies sont de plus
en plus rares (de 700-800 mm à 250-300 mm par an) et ne tombent que pendant trois à cinq
mois (juin à octobre, avec un maximum centré sur juillet-août). Les pluies sont très
irrégulières dans le temps et dans l’espace ;
- le climat tropical sec (ou soudanien) : la saison sèche s’allonge au fur et à mesure que l’on
s’approche du tropique. La sécheresse est accentuée par l’harmattan : vent chaud qui souffle
du Nord-Est vers l’Atlantique. La saison humide se situe entre mai-juin et septembre-octobre.
Les précipitations annuelles vont de 700-800 mm à 1 400-1 500 mm, de la forêt tropicale
sèche au Sud du Sahel ;
- le climat tropical humide (ou guinéen) qui est proche du climat équatorial par l’abondance
des précipitations, mais s’en distingue par l’existence de deux saisons sèches inégales (aoûtseptembre et décembre-mars). Ce type de climat règne en particulier le long du golfe de
Guinée. Les précipitations annuelles sont comprises entre 1 400-1 500 mm et 2 500mm.
L’ensemble des mécanismes expliquant la mise en place de ces régimes climatiques a
été décrit par plusieurs auteurs (Leroux, 1980 ; Dhonneur, 1985 ; Moron, 1994 in Ardoin,
2004).
La caractérisation des régimes pluviométriques de l’Afrique de l’Ouest et de leurs
fluctuations est confrontée à la dynamique de l’équateur météorologique (E.M.), qui en est le
principal facteur explicatif (Hamatan et al., 2004). En effet, la bonne gestion des ressources
en eau doit être entreprise à partir de solides connaissances et d’une bonne compréhension des
phénomènes pluviogènes (Sultan et al., 2005 ; Balmé et al., 2005).
Les précipitations en Afrique de l’Ouest sont liées à la circulation tropicale qui est
dirigée par la cellule de Hadley dont l’importance et la situation méridienne varient
considérablement au cours du cycle annuel (Tapsoba, 1997). Entre la cellule nord et la cellule
sud de Hadley se situe l’équateur météorologique qui est une zone de concentration de la
vapeur d’eau, advectée par les alizés et les circulations de mousson dans les basses couches, et
de libération de chaleur latente par ascendance et condensation.
8
Il sépare deux masses d’air d’origine et de caractères différents: au Nord, l’air
continental chaud et très sec avec des vents de direction nord-est (harmattan), au Sud, l’air
océanique moins chaud et humide en provenance du Golfe de Guinée (la mousson). En
janvier, le contraste thermique entre les deux masses d’air est peu marqué. Ainsi, la
convergence des flux de basses couches entraîne des ascendances pluviogéniques. De février
à mi-août, l’équateur météorologique va migrer vers le Nord. L’échauffement important de
l’harmattan sur le continent augmente le contraste thermique entre l’air continental et l’air
océanique. La mousson relativement froide s’enfonce sous l’harmattan chaud, formant ainsi
un biseau dont l’extension est maximale en juillet et août. La trace au sol de ce biseau forme
le Front intertropical (ou FIT). A la fin du mois d’août, l’équateur météorologique entame sa
descente vers le Sud et atteint sa position initiale vers la mi-décembre.
Les pluies de mousson résultent de la convergence des flux de basses couches au niveau
de l’équateur météorologique, lorsque celui-ci est proche de la verticale. Leur abondance
dépend des sources d’humidité de l’atmosphère.
Elles peuvent être très importantes près de la côte et décroissent rapidement dès que
l’on s’en éloigne. Leur intensité est toujours faible et inférieure à 5 mm/h. En revanche, leur
durée est assez importante et serait comprise en moyenne entre 6 et 16 heures (Leroux, 1980
in Tapsoba, 1997).
En Afrique de l’Ouest, la variabilité spatiale des champs pluviométriques est très forte
sur une large gamme d’échelles temporelles. Des études ont montré que cette variabilité était
largement contrôlée par la fréquence d’occurrence de gros systèmes convectifs qui produisent
près de 80% du couvert nuageux et de la pluie et par la variabilité interne des champs
pluvieux associés (Lebel et al., 1998).
Les variations de la pluviométrie sont tributaires des changements de la convection
profonde qui elle même est particulièrement sensible aux flux de chaleur latente. Ces
précipitations sont aussi modulées par la température de l’océan (Tapsoba, 1997). Kouadio et
al. (2002) cités par Bigot et al. (2005) ont montré qu’un refroidissement des températures de
surface de l’océan (TSO) dans le Golfe de Guinée en mai, au début de la grande saison des
pluies, précède une hausse des précipitations sur le littoral ouest africain.
9
1.2. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE EN AFRIQUE DE L’OUEST
1.2.1. VARIABILITÉ DE LA PLUVIOMÉTRIE ANNUELLE
Toutes les études ponctuelles ou régionales (figure 1) sont unanimes pour dire que les
cumuls pluviométriques annuels des décennies 1970 et 1980 se caractérisent par une
diminution sensible de la pluviométrie en Afrique de l’Ouest (Ouédraogo, 2001 ; Ardoin,
2004).
Figure 1: Indices pluviométriques moyens durant les décennies 1950 à 1980
(Servat et al., 1998)
La figure 1 traduit des intensités de déficit ou d’excédent pluviométrique de la
décennie 1950 à la décennie 1980. Globalement, les décennies 1950 et 1960 sont
excédentaires, alors que les décennies 1970 et 1980 apparaissent comme déficitaires.
10
Ce fait se traduit par une tendance au glissement des isohyètes vers le Sud et vers
l’Ouest. Les régions les plus intensément touchées par cette baisse des précipitations se
situent principalement au Nord et à l’Ouest de la zone. Vers l’Est, le même phénomène est
observé, mais avec une moindre ampleur. Néanmoins, il apparaît que la décennie 1990 a été
moins sévèrement sèche que la précédente (1980). Les conséquences de cette sécheresse sont
généralement moins sévères et moins dommageables dans les régions plus équatoriales
(Servat et al., 1998). Les dates d’occurrence des ruptures détectées se regroupent autour des
années 1969-1970. Les déficits calculés de part et d’autre de ces ruptures sont généralement
de l’ordre de 20%, ils peuvent parfois être supérieurs à 25% (Servat et al., 1998). Les déficits
les plus importants, de l'ordre de 30% à 40%, s'observent au Nord du Mali (au dessus de la
latitude 16°N) qui est une zone aride. En dessous de cette zone, les déficits diminuent, mais
gardent d'une manière générale des proportions importantes de l'ordre de 20% à 30% pour la
bande située entre 12°N et 15-16°N, et 10 à 20% pour la zone située en dessous de 12°N.
En effet, les années plus sèches sont celles pendant lesquelles la zone de convergence
intertropicale descend le plus au Sud (Lahuec et al., 1997). Il a été observé une forte récession
de l'activité convective. La sécheresse des années 1970 pourrait s’expliquer par le fait que la
structure synoptique des systèmes pluviogénes s'est fortement modifiée. L’efficacité
convective de ces systèmes a considérablement diminué et a été accompagné par un
déclenchement plus tardif que de coutume du mouvement de la zone de convergence
intertropicale vers le Sud (Fontaine et Janicot, 1993).
La persistance des sécheresses observées n'est pas à relier d'emblée au changement
climatique global, aux problèmes relatifs à l'effet de serre et au réchauffement de la planète,
car de grandes sécheresses (1680-1690, 1730-1750 et 1820-1840) sont aussi apparues au
cours des siècles passés où les phénomènes anthropiques actuels de perturbation du climat
étaient négligeables (Fontaine et Janicot, 1993).
1.2.2. VARIABILITÉ DE LA PLUVIOMÉTRIE MENSUELLE
Les mois de juillet, août et septembre sont les plus affectés par la diminution des
cumuls pluviométriques depuis 1965 au Sahel (Ouédraogo, 2001).
Les mois d’août et de septembre sont les mois les plus pluvieux de l’année dans ces
régions et le cumul pluviométrique de ces deux mois est fortement corrélé aux pluies
annuelles. Ces mois contribuent donc de façon importante à la pluviométrie annuelle.
11
En outre, la persistance de la diminution des cumuls pluviométriques est beaucoup
plus nette durant la période août-septembre que pendant toute autre période de la saison des
pluies. Pour les pays situés en bordure du golfe de Guinée, et qui connaissent un régime à 4
saisons, de décembre à mars, on observe une réduction généralisée de la pluviométrie dont
l’importance est variable selon les régions.
Pendant les mois de la grande saison des pluies (avril à juillet), la décennie 1980 est
déficitaire par rapport à la période de référence (1950-1989) sur l’ensemble de l’Afrique de
l’Ouest (Ouédraogo et al., 1998 ; Paturel et al., 1998 ; Servat et al., 1998 ; Ouédraogo, 2001 ;
Ardoin, 2004). Au cours de la petite saison sèche (centrée sur le mois d’août), les régions du
Golfe de Guinée connaissent en général une pluviométrie plus importante qu'auparavant. La
petite saison sèche tend à disparaître et la différenciation entre les 2 saisons des pluies n’est
plus aussi nette. La petite saison des pluies est moins touchée que la grande saison des pluies
par ce phénomène de diminution de la pluviométrie. Toutefois, le dernier mois (novembre) est
moins pluvieux qu’auparavant pouvant indiquer en cela une fin de la saison des pluies plus
précoce.
1.2.3. VARIABILITÉ DU NOMBRE DE JOURS DE PLUIE ET DES DURÉES DES
SAISONS PLUVIEUSES
L’étude de la variabilité du nombre annuel de jours de pluie a été très peu abordée.
Cela se justifie par la difficulté à acquérir des données de mesures quotidiennes, fiables et ne
comportant que peu de lacunes. Une diminution du nombre annuel de jours de pluie durant la
sécheresse actuelle a été mise en évidence (Houndenou et Hernandez, 1998). Cette diminution
semble avoir commencé à partir de la décennie 1970. En effet, la baisse de la pluviométrie
après 1970 n’est due en partie qu’à une diminution du nombre d’évènements pluvieux
pendant la saison des pluies.
La modification constatée sur les cumuls de hauteurs pluviométriques semble
s'accompagner d'une modification de la répartition temporelle des pluies. En effet, le début
des saisons de pluie a accusé en général un retard dont la durée reste variable d’une région à
l’autre. En outre, une tendance au raccourcissement des saisons des pluies semble se dégager
(Houndenou et Hernandez, 1998).
Cette modification
des
caractéristiques
pluviométriques
pourrait
conséquences graves sur la disponibilité des ressources en eau de surface.
12
avoir des
1.3. VARIABILITÉ HYDROLOGIQUE EN AFRIQUE DE L’OUEST
Les déficits pluviométriques, observés globalement depuis plus de 30 ans en Afrique
de l’Ouest, tant dans les zones soudano-sahéliennes que dans les zones tropicales humides,
ont eu de graves conséquences sur les ressources en eau de ces régions. De nombreux travaux
(Olivry et al., 1998 ; Mahé et al., 2002, 2003, 2005) ont montré qu’au delà d’une réponse
annuelle immédiate de l’écoulement des cours d’eau à une saison des pluies déficitaires, une
certaine durabilité du déficit hydrologique devrait être imputée à l’effet cumulé des longues
années de sécheresse. L’analyse du tarissement principal des fleuves et rivières a mis en
évidence une augmentation importante du coefficient de tarissement (Mahé et al., 2005).
Les ressources en eau de surface sont en baisse depuis le début de l’année 1970. De
part et d’autres des dates de rupture dans les séries chronologiques (1969-1971), des déficits
importants sont observés en ce qui concerne les débits moyens annuels. Ils sont rarement
inférieurs à 30% et parfois supérieurs à 55%, voire 60% (Servat et al., 1998).
Dans l'ensemble de l'Afrique de l'Ouest, un effondrement des crues maximales est
observé depuis 1970. Cette baisse de la puissance des crues s’accompagne d’une modification
de l’hydrogramme des différents cours d’eau de l’Afrique de l’Ouest (Olivry et al., 1998).
Les basses eaux ont été particulièrement touchées par le phénomène de sécheresse
actuelle. Selon Olivry et al. (1998), les étiages des fleuves soudano-sahéliens sont
systématiquement les plus faibles des chroniques observées, puisque l’on note une forte
concentration des années à plus faibles valeurs de débits mensuels d’étiage entre 1970 et
1990. Ce phénomène caractérise également les fleuves des régions du Golfe de Guinée. En
somme, toutes les variables caractéristiques des régimes d'eau connaissent une baisse depuis
les années 1970.
Au comportement climatique général de l’Afrique de l’Ouest, se distingue le
comportement climatique spécifique de la Côte d’Ivoire.
1.4.
VARIABILITÉ
PLUVIOMÉTRIQUE
ET
HYDROLOGIQUE
EN
CÔTE
D’IVOIRE
La Côte d'Ivoire a une superficie de 322 462 km2. Elle appartient à la région ouest
africaine. Elle est comprise entre les latitudes 4°30 N et 10°30 N et les longitudes 2°30W et
8°30.
13
1.4.1. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE
Les conditions climatiques qui régissent les mécanismes des précipitations en Côte
d’Ivoire s’inscrivent dans celles qui expliquent les comportements des précipitations en
Afrique de l’Ouest de façon générale et en particulier en région tropicale humide.
La Côte d’Ivoire a connu 4 périodes de sécheresse très marquée au cours du 20ème
siècle: l’année 1943, les années 1968-1970, les années 1982-1983 et l’année 1993 (Brou,
1997 ; Brou et al., 1998 ; Brou, 2005). Ces années de sécheresse s’inscrivent dans le
phénomène général de la sécheresse globale observée depuis 1970. Il existe des corrélations
significatives entre les anomalies thermiques de l’océan Atlantique tropicale et certaines
évolutions interannuelles régionales des précipitations ivoiriennes (Bigot et al., 2005). Le
début de la longue période de sécheresse qui sévit depuis 1970 est identifiable par une rupture
de la stationnarité des séries d’observations pluviométriques quasi générale entre 1968 et
1970 (Brou, 1997 ; Brou, 2005). La baisse de la pluviométrie est remarquable, même dans les
zones à forte pluviométrie (supérieure à 1800 mm), plus particulièrement dans l’Ouest
montagneux (Kouamé, 1999 ; Savané et al., 2001 ; Kouassi, 2003 ; Saley, 2003). Au-delà de
cette évolution générale, le comportement interannuel de l’espace du littoral se distingue de
celui des régions intérieures, les anomalies pluviométriques de la zone littorale étant souvent
moins intenses (Brou, 1997). Cette variabilité climatique s’est aussi manifestée à l’échelle
saisonnière. Elle a été également accompagnée par une diminution du nombre de jours de
pluie à partir de la décennie 1970. La Côte d’Ivoire fait partie des pays situés en bordure du
Golfe de Guinée et concernés par ce phénomène.
1.4.2. VARIABILITÉ HYDROLOGIQUE
Depuis les années 1970, les modules annuels de plusieurs cours d'eau sont inférieurs à
la moyenne générale calculée sur la période 1950-2000 (Savané et al., 2001).
Les résultats de tests statistiques de détection des ruptures (au sens de changements
brutaux de moyenne de la série) dans des séries chronologiques de modules annuels
concordent avec ceux observés sur la pluviométrie annuelle. Les dates de ruptures détectées
se situent en général entre 1968 et 1972 (Sircoulon, 1987 ; Aka et al., 1996 ; Servat et al.,
1998 ; Kouassi, 2003). L'aggravation est remarquable pendant la décennie 1980 où le déficit
des modules moyens annuels, par rapport à la moyenne calculée de 1951 à 1990, est estimé à
16%, alors qu’il est de 7% durant la décennie 1970.
14
Les bassins des fleuves ivoiriens font partie des fleuves les plus touchés par la baisse
des écoulements dans la région (Ouédraogo, 2001). En effet, un déficit moyen de 47% est
enregistré au niveau des débits des cours d’eau ivoiriens (Servat et al., 1998).
Malgré un retour à des conditions pluviométriques antérieures depuis la décennie
1990, les caractéristiques des écoulements sont demeurées inférieures à ce qu’elles étaient en
1970 (Sircoulon, 1987).
Les études de Savané et al. (2001), Savané et al. (2003), Saley (2003), Goula et al.
(2006), sur l’évolution des coefficients de tarissement de certains cours d'eau du pays
montrent que ceux-ci n'ont cessé d'augmenter depuis le début de la sécheresse actuelle (1970)
et de manière particulièrement prononcée depuis 1980. Par exemple, la courbe de tarissement
du N’zo (Sassandra) construite sur la période 1980-2000, met en évidence une durée de
tarissement de 151 jours (5 mois et 1 jours) (Saley, 2003). Cette variation du coefficient de
tarissement suggère l'idée d'un amenuisement considérable des ressources en eau souterraine.
Les volumes mobilisés connaissent une baisse liée à cette réduction des précipitations.
1.5. CLIMAT, ACTIVITÉS AGRO-ÉCONOMIQUES ET DYNAMIQUE DE LA
VÉGÉTATION EN CÔTE D’IVOIRE
1.5.1. ACTIVITÉS AGRO-ÉCONOMIQUES ET DYNAMIQUE DE LA VÉGÉTATION
La Côte d’Ivoire indépendante en 1960, a choisi comme axe majeur pour son
développement économique et social la production agricole: cette priorité apparaît clairement
dans les différents plans quinquennaux de 1960 à 1985 où l’agriculture est présentée comme
le premier pilier du dispositif (Brou, 2005). Cependant, cette agriculture n’est pas très
modernisée. La mise en culture des différents milieux repose sur le brûlis de la végétation.
Les techniques employées devaient assurer la destruction de la biomasse forestière et sa
reconstitution à terme, la forêt étant exploitée comme une ressource renouvelable. Ce mode de
production agricole est en fait basé sur la rotation entre cultures (2 à 3 ans) et jachères (20 à
25 ans). C'est une agriculture extensive, anarchique, peu rationnelle, qui compense ses
faiblesses par la conquête permanente de terres nouvelles.
Entre 1960 et 2000, la superficie totale des zones forestières non exploitées est passée
de 12 millions d’hectares à moins de 2 millions d’hectares au profit des cultures et jachères
(BNETD/CCT, 2002 in Brou, 2005).
15
En dehors des rares lambeaux de forêts classées, il n'existe aucun secteur qui n'ait été
touché par l'activité humaine, y compris le domaine forestier permanent de l’Etat.
Aujourd’hui, l’essentiel du paysage est composé de jachères d’âges différents, de cultures et
d’îlots forestiers (figure 2).
Figure 2: Grandes formations végétales en Côte d’Ivoire (CCT, 1999 in Brou, 2005)
16
Cette combinaison paysagère est le signe du recul de la forêt sous l’effet d’une forte
emprise humaine. L'Ouest de la Côte d’Ivoire constitue l’une des régions où les espaces
forestiers sont encore impressionnants (Brou, 2005). L’ampleur des modifications des espaces
forestiers reste variable d’une région à une autre (tableau I).
Tableau I: Évolution par région des zones forestières sous emprise humaine entre 1955
et 1999 (Brou, 2005)
Région
Département
géographique
Sud-Est et Centre- Adzopé
Est
Bongouanou
Centre-Ouest
Daloa
Gagnoa
Sud-Ouest
Soubré
San-Pedro
Ouest
Guiglo
Taux de forêt dégradée Taux de forêt primaire
-1955
-1999
-1955
-1999
-1955
-1999
-1955
56%
94%
49%
100%
42
91%
62%
44%
6%
51%
0%
58%
9%
38%
-1999
-1955
-1999
-1955
-1999
-1955
100%
24%
87%
16%
85%
26%
0%
76%
13%
84%
15%
74%
-1999
61%
39%
Le faible niveau de précipitation et l’existence d’une végétation de savane contribuent
à réduire les potentialités agricoles dans la partie nord du pays (44%). Les pressions humaines
exercées sur le couvert végétal dans cette région sont liées à l’introduction de la culture attelée
et à la vulgarisation des cultures commerciales comme le riz, le maraîchage, le coton,
l’anacardier, etc.
1.5.2. VARIABILITÉ CLIMATIQUE ET DYNAMIQUE DE LA VÉGÉTATION
La Côte d’Ivoire est caractérisée par des situations contrastées en matière
d’écosystèmes naturels. Le déterminisme de ce partage entre types de végétation est
essentiellement climatique, avec des corrections liées aux réserves en eau des sols (Brou,
2005).
17
La variabilité climatique constatée antérieurement est susceptible de fragiliser les
écosystèmes de forêt et de savane, surtout à l’occasion des années anormalement sèches,
comme ce fut le cas lors de la période 1982-1983. Ces années ont été marquées par
d’importants feux de brousse, des incendies de forêt et de plantation. Corrélativement à la
variabilité climatique, on observe une modification dans la dynamique du couvert végétal
(Brou, 2005).
Il apparaît que les années à pluviométrie exceptionnellement déficitaire présentent une
très faible production de biomasse. Inversement, les années de forte pluviométrie enregistrent
de fortes productions de biomasse. Les régions les moins affectées par cette dynamique
interannuelle sont celles de l’Ouest du pays, marquées par la constance des fortes
précipitations et la présence de grands massifs forestiers.
Ces nouvelles contraintes climatiques remettent ainsi en cause les projets de
développement liés en particulier à l’agriculture, à la gestion des milieux de forêt et de
savane, à l’alimentation en eau, aux propriétés physico-chimiques des sols, à la modification
des processus biologiques et évidemment, sur le plan humain, au développement intégré
régional.
Si les causes premières d’apparition de la variabilité pluviométrique et de ses
conséquences restent insuffisamment expliquées, certaines activités humaines ont contribué à
accentuer le phénomène. Si la déforestation ne peut pas être tenue comme cause principale de
la sécheresse, la surexploitation de la forêt a certainement participé à accroître les déficits
pluviométriques et les facteurs de l’écoulement. Selon une synthèse d’études récentes de
Sultan et al. (2001), la complexité des éléments à prendre en considération pour l’étude des
interactions entre les forêts tropicales et la variabilité climatique, face aux perturbations
anthropiques transcendantales, justifie la nécessité d’un bilan actualisé des connaissances.
Les travaux de Brou (1997), Brou et al. (1998) et Brou (2005) mettent en évidence une
forte corrélation entre la pluviométrie et la surface forestière après 1970. Cette période est
marquée par une déforestation massive et une régression des apports continentaux liées à la
diminution du couvert végétal, choses qui semblent contribuer à la baisse pluviométrique
enregistrée au cours des années 1970. Ainsi, l’action humaine amplifie la marque du climat.
Les relations entre forêts denses et variabilité climatique sont l’objet de nombreuses
incertitudes liées en partie aux connaissances insuffisantes de l’impact des actions
anthropiques et à la difficulté à dégager le rôle actuel de l’homme dans le système complexe
des interactions végétation-climat (Sultan et al., 2001).
18
1.6.
IMPACT
DE
L’ÉVOLUTION
DU
COUVERT
FORESTIER
SUR
LE
COMPORTEMENT HYDROLOGIQUE D’UN BASSIN VERSANT
Par comportement hydrologique, il faut entendre la façon dont le bassin versant, en
tant que système, transforme les entrées climatiques (précipitations et demande évaporative)
en écoulement (Andréassian, 2002 ; 2004). Ce comportement est considéré comme une
caractéristique intrinsèque, une véritable empreinte digitale du système.
Le comportement hydrologique du bassin versant prend en compte l’évolution
temporelle de son état interne (son niveau d'humidité par exemple), de telle sorte que pour une
même pluie, la réponse du bassin versant sera tout à fait différente selon que celui-ci est « sec
» ou « saturé ».
Les travaux de Andréassian (2002) ont permis de tirer les conclusions suivantes au
sujet de l’impact de l’évolution du couvert végétal sur le comportement hydrologique d’un
bassin versant :
- l'influence de la forêt sur le rendement en eau d'un bassin versant est un fait acquis : la forêt
consomme en général plus d'eau qu'un autre type de couvert végétal, de telle sorte que le
déboisement a habituellement pour effet d'augmenter le ruissellement d'un bassin versant, et
le reboisement de le réduire ;
- l'influence de la forêt sur les crues est simple en apparence, dans la mesure où toutes les
expérimentations qui font intervenir le déboisement montrent un accroissement des pics de
crue. Mais, le problème se complique dans la mesure où le reboisement de terres agricoles
n'occasionne que de très faibles réductions des crues. En général, les crues rares sont peu
affectées par le boisement ou le reboisement ;
- l'influence de la forêt sur les étiages semble également acquise : le reboisement a tendance à
réduire les débits d’étiage, et le déboisement à les accroître (dans la mesure où le déboisement
ne s'accompagne pas d'une dégradation du sol forestier).
Si l'impact de la forêt sur le comportement hydrologique d'un bassin versant semble
démontré, il reste que selon les bassins versants, et selon les conditions climatiques, cet
impact ne se manifestera pas de la même façon.
Certaines conditions sont nécessaires pour que l'influence de la forêt se manifeste. Il y
a avant tout une condition pédologique: le sol doit être suffisamment profond pour que la
forêt puisse avoir un avantage comparatif sur une végétation herbacée quant à la colonisation
du sol (un sol trop mince offrira la même réserve utilisable à une forêt et à une prairie).
19
En effet, pour que la forêt puisse utiliser des réserves hydriques profondes, il faut que
le climat présente des périodes de surplus hydrologique (saisons des pluies) permettant la
reconstitution de ces réserves. Il y a ensuite une condition climatique qui, sans être absolue,
est très souvent déterminante : le climat doit présenter des périodes de déficit hydrique. Si le
régime des pluies est tel qu'il permet de satisfaire la demande d'évaporation,
l'évapotranspiration réelle sera sous la seule dépendance des bilans énergétique et
aérodynamique.
La question fondamentale que nous devons nous poser à ce stade de l’étude est :
comment peut-on décrire le comportement d’un bassin versant sous l’emprise de la variabilité
climatique et des activités anthropiques ?
1.7. IMPACTS DE LA VARIABILITÉ DU CLIMAT ET DU CHANGEMENT DE
L’OCCUPATION DU SOL SUR L’HYDROLOGIE : OUTILS D’ANALYSE
Dans cette partie de l’étude, il s’agira de rechercher les moyens pouvant nous
permettre d’étudier l’effet conjugué de la variabilité climatique et des modifications de
l’occupation du sol sur le comportement hydrologique d’un bassin versant. Le comportement
hydrologique n’étant pas un phénomène directement observable, sa description et son analyse
nécessitent la modélisation (Andréassian, 2002).
1.7.1. DÉFINITION ET TYPOLOGIE DES MODÈLES
Le modèle est un moyen permettant de raisonner sur un ou plusieurs phénomènes en
faisant appel à des processus élémentaires censés être à leur origine ou qui permettent de les
reconstituer par combinaisons ou assemblages (Gineste, 1998). Un modèle hydrologique de
bassin versant est, au sens usuel, une représentation simplifiée du cycle de l’eau à l’échelle
d’un bassin versant.
Il est constitué d’un ensemble de variables pour décrire le bassin (variables d’état), son
environnement (variables d’entrée ou de forçage) et le problème considéré (variables de
sortie). Ce modèle utilise en général des relations mathématiques paramétrées entre ces
variables (Gineste, 1998). Les finalités d’un modèle hydrologique peuvent être de connaître le
fonctionnement d’un bassin versant, prévoir des débits en fonction de scénarii
météorologiques ou d’aménagement, simuler les débits sur des cours d’eau où les mesures
sont insuffisantes, modéliser le transport de polluants, etc.
20
La typologie des modèles hydrologiques renferme plusieurs dichotomies en fonction
de :
- la possibilité ou non d’observer le phénomène modélisé (modèles de phénomènes
observables ou non observables) ;
- la nature des prédictions et des prévisions effectuées (modèles de prévision, de simulation
ou de prédétermination) ;
- la conceptualisation par rapport aux variables de temps (modèles discontinus ou continus) et
d’espace (modèles globaux ou spatialisés) ;
- la conceptualisation des processus (modèles conceptuels, empiriques ou physiques) ;
- la prise en compte ou non des incertitudes (modèles déterministes ou stochastiques)
(Gineste, 1998), etc.
La littérature présente des essais de classification des modèles développés par
plusieurs auteurs. Nous nous contenterons de présenter les approches utilisées dans le cadre
de ce travail. On peut se référer à Nascimento (1995), Gineste (1998), Gaumé (2000) et à
Perrin (2000) pour une discussion plus approfondie sur la question.
1.7.2. MODÈLES CONCEPTUELS
La plupart des modèles existant dans la littérature sont le fruit d’une démarche
conceptuelle. Les modèles conceptuels décomposent de manière explicite la transformation de
la pluie en débit en sous processus (Perrin, 2000).
Ces modèles peuvent être globaux ou semi-distribués. Au niveau des modèles
conceptuels à réservoirs, la mémoire du système est représentée par des réservoirs, qui se
vident et se remplissent au gré des précipitations. L’explication de leurs paramètres de calage
par les propriétés physiques du système naturel reste parfois délicate, notamment en raison
des compensations qui peuvent intervenir entre paramètres. On distingue généralement dans
ces modèles deux composantes majeures :
-la fonction de production: responsable du bilan en eau du bassin, c’est-à-dire de la
transformation de la pluie brute (pluie incidente) en pluie efficace (destinée à s’écouler) ;
- la fonction de transfert : responsable de la répartition temporelle de la pluie nette.
Cette distinction est pratique, mais un peu simpliste, car tous les modèles ne séparent
pas de façon absolue les deux fonctions, certains réservoirs ayant des fonctions à la fois de
production et de routage.
21
Le fonctionnement des modèles conceptuels dépend de paramètres qui doivent
toujours être déterminés par calage (procédure numérique itérative comparant débits calculés
et débits observés sur une période de calage). Malgré les nombreuses études de
régionalisation réalisées au cours des trente dernières années, et dont l’objectif était justement
d’établir une relation entre des caractéristiques physiques du bassin et les valeurs des
paramètres des modèles. Cette difficulté n’est pas vue comme une limite des méthodes
d’optimisation, mais comme une limite liée essentiellement aux défauts du modèle et, dans
une moindre mesure, à la quantité limitée d’informations disponibles dans les chroniques de
pluie et de débit (Mouelhi, 2003).
Un certain nombre d’études réalisées en Afrique de l’Ouest en général et en Côte
d’Ivoire en particulier, suivant les modèles conceptuels, ont été présentés dans la littérature
hydrologique (Dezetter, 1991 ; Kouamé et al., 1995 ; Ouedraogo et al., 1998 ; Ouédraogo,
2001 ; Ardoin, 2004 ; Le Lay, 2006 ; etc.). En Afrique de l’Ouest, Ouédraogo (2001) a utilisé
le modèle GR2M (Génie Rural, modèle à deux paramètres et au pas mensuel), le modèle
Conway et le modèle Yates. Quant à Ardoin (2004), en plus du modèle GR2M, elle a utilisé le
modèle WBM. Tous ces modèles fonctionnent au pas mensuel. Ces différents modèles ont été
utilisés pour étudier l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau. A partir du
modèle GR4J, Le Lay (2006) a étudié l’impact de la variabilité climatique et de la
modification de l’occupation du sol sur le fonctionnement hydrologique des bassins versants.
Ouédraogo et al. (1998) se sont intéressés aux conséquences hydrologiques de la longue
sécheresse en Côte d’Ivoire durant les années 1960 et 1980, et à une éventuelle modification
de la relation pluie-débit. Pour cela, ils ont utilisé deux modèles conceptuels (GR2M et VUB).
Ailleurs, certains auteurs tels que Nascimento (1995) et Andréassian (2002), se sont
intéressés à la détection de non-stationnarités pour évaluer l’impact de l’exploitation forestière
sur le rendement des bassins versants à partir du modèle GR4J qui est un modèle conceptuel
global au pas journalier.
1.8. CONCLUSION PARTIELLE
Au terme de ce chapitre, l’on retient que la sécheresse en Afrique de l'Ouest se caractérise
par une diminution remarquable des cumuls pluviométriques annuels (10% à 40%).
Cette variation semble être apparue entre la fin de la décennie 1960 et le début de la
décennie 1970. Ses effets se sont amplifiés durant la décennie 1980.
22
Cette variabilité pluviométrique se manifeste aussi à l’échelle mensuelle et concerne
plusieurs variables afférentes aux précipitations (nombre de jours pluvieux, fréquences des
évènements pluvieux). L'incidence du déficit pluviométrique observé est manifeste sur la
disponibilité des ressources en eau. Elle se traduit par une baisse des régimes des cours d’eau.
En effet, les déficits d’écoulements des cours d’eau fluctuent entre 30% et 60%.
La Côte d’Ivoire n’échappe pas à cette variabilité climatique et à ses impacts sur les
ressources en eau. Les problèmes socio-économiques que posent la sécheresse et la
dégradation considérable de l'environnement associée font de la sécheresse une contrainte au
développement. La forte emprise humaine a engendré une forte dégradation des surfaces
forestières au profit des cultures et jachères. Le taux de forêt primaire, en passant de l’année
1955 à 1999, varie entre 0% et 15% sur l’ensemble du pays en dehors de l’Ouest où, il est
enregistré un taux de 39%.
En dehors des rares lambeaux de forêts classées, il n'existe aucun secteur qui n'ait été
touché par l'activité humaine, y compris le domaine forestier permanent de l’Etat.
Si la déforestation ne peut pas être tenue comme cause principale de la sécheresse, la
surexploitation de la forêt a certainement participé à accroître les déficits pluviométriques et
les facteurs de l’écoulement. Ainsi, l’action humaine amplifie la marque du climat.
La modification de l’occupation du sol a un impact sur le comportement hydrologique
d'un bassin versant qui se manifeste selon les conditions climatiques.
D’une manière générale, la modélisation hydrologique conceptuelle est un moyen
efficace pour l’étude des impacts de la variabilité climatique sur les ressources en eau et
l’analyse de non-stationnarité dans la relation pluie-débit.
Ainsi présenté, ce chapitre se distingue comme une investigation bibliographique qui
permet de situer le contexte hydroclimatique général de notre étude. Le travail réalisé au cours
de cette recherche a été effectuée sur le cas spécifique du bassin versant du N’zi (Bandama)
dont les caractéristiques physiographiques et hydroclimatiques font l’objet du prochain
chapitre.
23
CHAPITRE 2:
PRÉSENTATION DE LA ZONE D’ÉTUDE
24
2.1. SITUATION GÉOGRAPHIQUE DE LA ZONE D’ÉTUDE
La zone d’étude est le bassin versant du N’zi (figure 3). Elle est située entre les
longitudes 3° 49’ et 5° 22’ Ouest et les latitudes 6° et 9° 26’ Nord. Elle a une superficie de
35 500 km2. La longueur du cours d’eau principal est de 725 km. Le bassin versant du N’zi
est un sous-bassin du bassin versant du fleuve Bandama qui a une superficie de 97 000 km2,
soit environ 30% de la superficie de la Côte d’Ivoire. Le N’zi se jette dans le Bandama à
Tiassalé.
Figure 3 : Situation géographique du bassin versant du N’zi (Bandama)
25
2.2. CADRE GÉOMORPHOLOGIQUE
Le relief du bassin du N’zi est mis en évidence par un modèle numérique d’altitude
(MNA) acquis en format Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) et fourni par un site
Internet américain (ftp://eosrp01u.ecs.nasa.gov/srtm/version1/Africa) (figure 4).
Figure 4: Modèle numérique d’altitude (MNA) du bassin versant du N’zi
26
Le MNA a une résolution de 90 m. Une analyse du MNA de la figure 4 montre que le
relief du bassin du N’zi est peu accidenté. Il comprend du Nord au Sud :
− un relief d’altitude variant entre 300 m et 400 m au-dessus du 8ème parallèle, et constitué
d’un ensemble de plateaux étagés dont la surface aplanie est renforcée par une cuirasse
ferrugineuse. Cet ensemble est interrompu dans la partie est du bassin par les collines de
Fêtékro d’orientation SSW-NNE. C’est le domaine des hauts plateaux (Géomines, 1982a ;
1982b) ;
− un relief monotone avec des altitudes variant de 200 m à 300 m entre les 7ème et 8ème
parallèles (Centre du bassin). Les dépressions rencontrées sont très larges et de faibles
amplitudes et correspondent à la vallée du N’zi. Les seuls reliefs remarquables sont les
massifs qui constituent la chaîne Baoulé à l’Est de Brobo (Géomines, 1982c ; 1982d) ;
− un plateau légèrement incliné de direction Nord-Sud, d’altitude moyenne supérieure à
150 m, avec de faibles dénivelés dans le Sud du bassin, situé entre les 6ème et 7ème parallèles.
La vallée du N’zi a une largeur de 5 km et l’altitude moyenne est inférieure à 100 m
(Géomines, 1982e; 1982f).
Cet aperçu géomorphologique ressort une relative monotonie des reliefs du bassin
versant du N’zi. Cette monotonie va favoriser une stagnation des eaux qui auront tendance à
s’infiltrer et/ou s’évapotranspirer selon les conditions de perméabilité du substratum et
l’intensité des activités évapotranspiratoires.
2.3. CONTEXTE GÉOLOGIQUE
La Côte d'Ivoire se situe au Sud du craton ouest africain et son histoire géologique
s’intègre à celle de la dorsale de Man. La géologie de cette dorsale est connue grâce aux
études de plusieurs auteurs tels que Rocci (1965), Tempier ( 1969), Tagini (1971), Papon
(1973), Trompette (1973), Yacé (1976), Bessoles (1977), Camil (1984), Kouamelan (1996),
Djro (1998), Yao (1998), Pothin et al. (2000), etc.
La dorsale de Man se subdivise en deux grands domaines : le domaine archéen à l’Ouest
et le domaine protérozoïque à l’Est, séparés par l’accident majeur de Sassandra.
Le bassin versant du N’zi appartient au domaine protérozoïque de la dorsale de Man.
Trois complexes géologiques couvrent le Nord du bassin (figure 5) :
-les granitoïdes éburnéens (granites à biotite, granites à deux micas, migmatites, granodiorites
concordants, pegmatites) ;
27
Figure 5: Géologie du bassin versant du N’zi (Tagini, 1971 ; Papon, 1973)
28
- les formations birimiennes (métasédiments indifférenciés, métavulcanites) ;
- les formations antébirimiennes (migmatites) (Yao, 1998).
Il y a une certaine continuité des formations géologiques du Nord jusqu’au Centre du
bassin. Ce sont les granitoïdes éburnéens (granites à biotite homogène ou non, granites à deux
micas, granites intrusifs, granodiorites), les formations birimiennes (métasédiments
indifférenciés, métavulcanites) et les formations antébirimiennes (migmatites anciennes). Sur
les terrains schisteux, l’épaisseur d’altération est nettement plus marquée que sur les terrains
granitiques. Les formations latéritiques se rencontrent plus fréquemment sur les terrains du
birimien que sur les granites éburnéens (Tagini, 1971).
Le birimien (schistes, grauwackes, métasédiments, métavulcanites) forme la majeure
partie du substratum du Sud du bassin. Il y a également la présence de granites (granites à
biotite homogène ou non, granites à deux micas, granites akéritiques).
Les formations géologiques du socle du N'zi sont affectées par plusieurs systèmes
d'accidents majeurs (Yao, 1998). Ainsi, le N’zi et ses affluents sont installés dans des
accidents tectoniques majeurs (Lemoine, 1982 in Yao, 1998). Ces fractures sont de direction
préférentiellement Nord-Sud. Elles sont empruntées la plupart du temps par les filons de
quartz et de pegmatites. Ces nombreuses fractures sont susceptibles de faciliter la circulation
de l'eau dans les roches qui sont de nature cristalline et cristallophyllienne, donc
imperméables à priori.
Le type de formation géologique qui affleure dans les bassins a une influence sur la
répartition des écoulements superficiels. En effet, un bassin formé de matériaux très
perméables avec une couverture végétale continue aura en général une densité de drainage
faible assurant une meilleure infiltration des eaux superficielles. Par ailleurs, un bassin formé
de roches imperméables, mais meubles et érodables, comme des marnes et argiles, avec une
végétation moyenne, présente souvent une densité de drainage élevée, ce qui favorise le
ruissellement des eaux superficielles aux dépens de l’infiltration (Bouanani, 2000).
2.4. TYPES DE SOLS
Les caractéristiques pédologiques du bassin versant du N’zi sont dominées par des sols
essentiellement ferrallitiques (figure 6) (Monnier, 1978):
- un secteur de sols ferrugineux caractérisé par un horizon humifère sableux, épais et gris, un
horizon d’accumulation riche en argiles et fortement concrétionné. Ces sols sont très
médiocrement fertiles. Ils caractérisent le Nord du bassin ;
29
Figure 6: Carte pédologique du bassin versant du N’zi (Monnier, 1978).
- un secteur très important de sols ferrallitiques moyennement desaturés dont les aptitudes
culturales sont favorables au mil, maïs, igname, riz (irrigué ou pluvial), coton, canne à sucre
et en arboriculture forestière (manguier, anacardier, agrumes, etc.). Ces sols se retrouvent
généralement dans le Centre du bassin ;
- un secteur de sols ferrallitiques fortement desaturés sous pluviométrie atténuée dont les
aptitudes sont favorables aux cultures de l’igname, du maïs, du riz pluvial, du coton, de la
canne à sucre ainsi qu’à l’avocatier, à l’anacardier et aux agrumes. Ce secteur occupe le Sud
du bassin.
A côté de ces sols ferralitiques dominants, il existe des sols hydromorphes. Ces sols se
retrouvent le long des cours d'eau et dans les zones de dépression. Ces sols sont utilisés
essentiellement pour les cultures maraîchères.
Les sols, issus de formations granitiques et schisteuses en général, sont constitués
essentiellement de sables, d’argiles et d’arènes.
30
Ces sols peuvent favoriser ou retarder l’infiltration de l’eau selon leur caractère de
perméabilité. Ces sols issus d’altérations schisteuses, au regard du caractère argileux et
l’importance de leur épaisseur sont défavorables à l’alimentation des eaux de précipitation.
Les sols développés sur le substratum granitique vont par contre favoriser l’infiltration au
détriment des écoulements de surface.
2.5. COUVERT VÉGÉTAL
Le bassin versant du N’zi a une végétation diversifiée. Cette diversité des formations
végétales et surtout leur distribution spatiale déterminent du Nord au Sud, trois (3) principaux
domaines (figure 7) :
Figure 7: Couverture végétale du bassin versant du N’zi (Monnier, 1978)
31
- le domaine soudanien au Nord, caractérisé par les formations de savanes arbustives ou
herbeuses, savanes arborées, et savanes boisées. A côté de cette végétation savanicole,
s’observent des îlots de forêts dégradées sur les plateaux et des forêts-galeries ;
- le secteur préforestier domine le Centre du bassin et est caractérisé par une forêt dégradée,
mais aussi par la savane guinéenne recouverte de nombreuses forêts galeries et semée d’îlots,
reliques de forêts denses. La limite entre forêt et savane est relativement bien marquée par le
«V» baoulé.
En effet, le «V» baoulé est l’avancée ultime de la savane dans le domaine forestier ou
zone de transition entre le domaine soudanais et le domaine guinéen. Cette végétation de
transition est dominée par deux types de savanes que sont la savane arborée et la savane
arbustive (N’guessan, 1990). L’on y apprécie également des savanes herbeuses et des
lambeaux de zones forestières ;
- le domaine mésophile au Sud est constitué de lambeaux de forêt mésophile, et de larges
mailles de savane séparées par des forêts-galeries. Progressivement, l’influence de la zone de
savane arborée se développe et la forêt naturelle devient clairsemée. La forêt dégradée devient
de plus en plus l’élément dominant de cette végétation.
De façon générale, il existe à côté de ces végétations naturelles des végétations liées à
l’action anthropique (mosaïques forêt-cultures, mosaïques savanes-cultures, cultures)
(N’guessan, 1990).
Les études effectuées par divers auteurs sur le couvert forestier (Lanly, 1969 in
N’guessan, 1990) ont stigmatisé la régression régulière des ressources végétales. Il ressort
qu’entre les années 1956 et 1966, le rythme moyen de déforestation était de 28 000 ha/an et,
entre 1966 et 1980, de 31 000 ha/an. Tout ceci est accentué par une démographie et une
urbanisation croissante. Les forêts denses semi-décidues qui couvraient de larges surfaces
d’environ 233 430 ha en 1971 le long du Bandama et du N’zi, ont été largement détruites au
profit des plantations, de l’exploitation agricole, etc. Il ne reste plus que 18 114 ha de forêts à
canopée fermée (Bandama) (N’guessan, 1990). Cette dégradation de la végétation naturelle
concerne aussi les savanes guinéennes, largement défrichées pour acquérir de nouvelles
surfaces agricoles.
L’occupation du sol influence les quantités d’eau disponibles pour l’écoulement de
surface et l’infiltration selon la nature des végétaux (forêts, savanes, mosaïques). Ainsi, dans
les régions savanicoles du Nord du bassin, le ruissellement sera prépondérant sur l’infiltration.
32
Alors que dans les régions forestières du Sud, l’infiltration prendra de la
prépondérance sur le ruissellement. L’importance de chaque phénomène (ruissellement et
infiltration) est liée aux conditions climatiques subies par le bassin.
2.6. ANALYSE DES PARAMÈTRES CLIMATIQUES DU BASSIN VERSANT DU
N’ZI
La température de l’air, l'humidité relative de l’air et le vent (direction et vitesse) ont
des influences considérables sur le cycle de l'eau.
La description générale de ces paramètres climatiques se base sur une synthèse des
comportements moyens de ceux-ci, qui peuvent toutefois être modifiés localement par des
perturbations dues au relief ou à la végétation par exemple.
2.6.1. RÉGIMES CLIMATIQUES DU BASSIN VERSANT DU N’ZI
La zone d'étude appartient au domaine intertropical et s’étend sur différentes régions
climatiques allant de la région des savanes au Nord à la zone de forêt au Sud du bassin. La
plus ou moins grande abondance des précipitations et leurs répartitions saisonnières
constituent des caractéristiques déterminant différentes zones climatiques. En effet, la pluie
est le paramètre climatique le plus prépondérant qui, de ce fait, est utilisé pour la définition
des régimes climatiques (Rodier, 1964).
Les régimes climatiques du bassin versant du N’zi sont:
- le régime subtropical (climat soudanais) est situé au dessus du 8ème parallèle. Ce régime se
caractérise par deux saisons, une saison pluvieuse d’avril à octobre (7 mois) et une saison
sèche de novembre à mars (5 mois) qui est accentuée par l’Harmattan (figure 8). Ce climat
correspond au climat tropical de transition (climat soudanais). Les mois d'août et septembre
sont les mois les plus pluvieux. Le régime subtropical est caractérisé par des précipitations
moyennes (1951-2000) annuelles inférieures à 1200 mm ;
- le régime subéquatorial (climat attiéen). Il est caractérisé par quatre (4) saisons ; la grande
saison des pluies se situe entre mars et juin suivie d’une petite saison sèche (juillet-août). La
petite saison pluvieuse intervient dans le mois de septembre pour prendre fin au mois de
novembre. Les mois de novembre, décembre, janvier et février constituent la grande saison
sèche (figure 8).
33
Ce régime caractérise le Sud du bassin en dessous du 7ème parallèle Nord. Il est
caractérisé par des précipitations moyennes annuelles (1951-2000) supérieures à 1600 mm ;
Climat soudanais (station de Tafiré)
250
Pluie (mm)
200
150
100
50
t
br
e
em
Ao
û
O
ct
ob
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N
ov
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s
M
nv
i
Ja
Fé
vr
er
ie
r
0
Climat tropical humide (station de Bouaké)
200
Pluie (mm)
150
100
50
O
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D
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0
Climat équatorial de transition (station de Tiassalé)
250
Pluie (mm)
200
150
100
50
O
ct
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er
0
Figure 8: Climats du bassin versant du N’zi (1971-2000)
- le régime tropical humide (climat baouléen) se situe dans le Centre du bassin, on observe un
régime climatique à quatre saisons: une grande saison des pluies de mars à juin (4 mois), une
petite saison sèche de juillet à août (2 mois), une petite saison des pluies commençant en
septembre et s’achevant en octobre (2 mois) et une grande saison sèche du mois de novembre
à février (4 mois) (figure 8).
Ce type de climat fait la transition entre le climat soudanien et le climat subéquatorial.
Ce climat tropical humide est proche du climat subéquatorial par l’abondance des
précipitations.
34
Il est caractérisé par des précipitations moyennes annuelles (1951-2000) variant en
moyenne entre 1200 mm et 1600 mm.
2.6.2. HUMIDITÉ RELATIVE DE L’AIR
L’humidité relative s’exprime en % et se définit comme le rapport de la quantité d’eau
effectivement contenue dans l’air et la capacité d’absorption à une température donnée. Les
humidités relatives moyennes mensuelles (1968-2000) au niveau de Bouaké (tableau II), dans
la partie centre-nord du bassin varient entre 52,2% (janvier) et 82,5% (août). Quant à la
station de Dimbokro (tableau II), dans la partie sud du bassin, les humidités relatives
moyennes mensuelles (1968-2000) varient plus faiblement entre 66,7% (janvier) et 79,3%
(août). L’humidité relative est généralement supérieure à 70% et varie relativement beaucoup
au cours de l’année.
Tableau II: Humidités relatives mensuelles moyennes (%) aux stations de Bouaké et
Dimbokro (1968-2000)
Janv. Fév. Mars Avril Mai Juin Juil. Août Sept. Oct. Nov. Déc. Moy.
Bouaké
52,2 58,6 65,6 72,6 76,8 79,8 81,9 82,5 81,3 78,8 73,2 61,8 72,1
Dimbokro
66,7 66,9 70,5 73,8 76,2 78,8 79,2 79,3 78,5 77,7 76,3 72,9 74,7
Les variations interannuelles de l’humidité relative sur la période 1968-2000 montrent
qu’à Bouaké (figure 9a), l’humidité relative est restée excédentaire (supérieure à 72 % qui est
la moyenne interannuelle) de 1968 à 1981 et déficitaire, après 1982 (humidité inférieure à 72
%).
Au niveau de la station de Dimbokro (figure 9b), l’humidité relative a connu une
baisse monotone de 1968 à 1983. Cette période de décroissance débute par une phase
excédentaire de 1968 à 1972 (taux supérieur à 74,5%). Depuis 1984, une tendance à la hausse
de l’humidité relative est observée. Cette augmentation de l’humidité de l’air comprend une
phase déficitaire (1984-1988) et une phase excédentaire (taux supérieur à 74,5%) de 1989 à
2000. L’humidité relative a atteint le taux le plus bas en 1983 (72,7%).
35
a)
78
Humidité relative
Humidité relative moyenne
Humidité relative (%)
76
74
72
70
68
66
1968
1973
1978
1983
1988
1993
1998
1993
1998
Mois
b)
80
Humidité relative
79
78
Humidité relative moyenne
77
76
75
74
73
72
71
70
1968
1973
1978
1983
1988
M ois
Figure 9: Variations interannuelles de l’humidité relative de 1968 à 2000:
a- à Bouaké ; b- à Dimbokro
2.6.3. TEMPÉRATURE DE L’AIR
Les valeurs moyennes des températures de l’air de la période 1961-2000 consignées
dans le tableau III permettent de suivrent l’évolution moyenne du régime thermique au niveau
du bassin versant du N’zi. Les températures moyennes mensuelles présentent une certaine
homogénéité.
Tableau III: Températures mensuelles aux stations de Bouaké et Dimbokro (1961-2000)
Janv. Fév. Mars Avril Mai Juin Juil. Août Sept. Oct. Nov. Déc. Moy.
Bouaké
26,6 27,7 27,6
27
26,1 24,8 23,8 23,6
Dimbokro
26,7 28,4 28,5 28,2 27,5 26,3 25,4 25,2 25,7 26,3 26,7 26,1 25,6
36
24
24,7 25,4 25,5 26,7
Les températures moyennes mensuelles au niveau de Bouaké (partie nord du bassin)
varient entre 23,6 (août) et 27,7°C (février). Quant à la station de Dimbokro, dans la partie
sud du bassin, elles varient entre 25,2 et 28,5°C. Les moyennes mensuelles maximales
s’observent en général pendant le mois de mars. Les températures sont élevées dans leur
ensemble, mais varient peu au sein de l’année. Elles varient de plus faiblement d’une station à
l’autre.
Les variations interannuelles de la température de l’air montrent que la température de
l’air connaît une hausse monotone sur toute la période 1961-2000. Au niveau de la station de
Bouaké (figure 10a), la température est restée inférieure à 25,6 °C avant 1982 et supérieure à
25,6°C après 1982. De même, au niveau de Dimbokro (figure 10b), la température de l’air est
restée inférieure à 26,7°C avant 1979 et supérieure à 26,7°C à partir de 1979.
a)
27,0
Température annuelle
Température (°C)
26,5
Température moyenne annuelle
26,0
25,5
25,0
24,5
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
1985
1990
1995
2000
Mois
b)
28,0
27,5
Tempér at ur e annuelle
Température (°C)
Tempér at ur e moyenne annuelle
27,0
26,5
26,0
25,5
25,0
1960
1965
1970
1975
1980
Mois
Figure 10: Variations interannuelles de la température de l’air (1961-2000) :
a- à Bouaké ; b- à Dimbokro
37
2000
On constate donc qu’il fait de plus en plus chaud sur l’ensemble du bassin depuis 1980
avec des températures supérieures à 26°C en moyenne. Ces températures ont atteint les plus
fortes valeurs au cours de la décennie 1990 et ne semblent pas régresser.
Dans les régions tropicales forestières où les surfaces forestières sont très étendues et
sensibles aux états de surface, dont l’humidité atmosphérique a une origine continentale
marquée (Fontaine et Janicot, 1993), l’augmentation des surfaces sèches doit provoquer une
hausse des températures de l’air par transfert de chaleur. La diminution de la couverture
forestière, qui absorbe naturellement du gaz carbonique contenu dans l’atmosphère, va
contribuer à augmenter la teneur atmosphérique de ce gaz à effet de serre (Sultan et al., 2001).
Les diagrammes reliant température et pluie ou diagrammes ombrothermiques, aux
stations de Bouaké et Dimbokro (figures 11a et 11b) sur la période 1961-2000 permettent
d’observer, en général, de faibles valeurs de température pendant les mois de fortes
200
150
100
50
0
P (mm)
T °C
28
27
26
25
24
23
22
21
Ja
n
vi
Fé er
vr
ie
r
M
ar
s
Av
ril
M
ai
Ju
in
Ju
ille
t
Se Ao
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em
b
O re
c
N t ob
ov re
e
D mb
éc re
em
br
e
Pluviométrie
(mm)
a)
Température (°
C)
pluviométries et de fortes valeurs pendant les mois de faibles pluviométries.
P (mm)
vi
Fé er
vr
ie
r
M
ar
s
Av
ril
M
ai
Ju
in
Ju
ille
t
S e Ao
pt ût
em
b
O re
ct
N ob
ov re
e
D mb
éc re
em
br
e
T °C
29
28
27
26
25
24
23
Température (°C)
250
200
150
100
50
0
Ja
n
b)
Pluviométrie (mm)
Mois
Mois
Figure 11: Diagrammes ombrothermiques (1961-2000) : a- de la région de Bouaké ;
b- Dimbokro
38
2.6.4. RÉGIME DES VENTS
Les variations saisonnières des directions et des vitesses des vents découlent de la
circulation générale de l’atmosphère dans la zone intertropicale. Les vitesses moyennes
mensuelles des vents au niveau de Bouaké oscillent entre 2,1 m/s (novembre et décembre) et
3,1 m/s (février), avec une moyenne de 2,6 m/s.
Quant à la station de Dimbokro, les vents ont des vitesses qui fluctuent entre 0,2 m/s
(décembre) et 0,6 m/s (mars, avril, juillet et août), avec une moyenne de 0,5 m/s (tableau IV).
Les vents sont plus forts à Bouaké qu’à Dimbokro. Les vitesses des vents sont généralement
plus élevées pendant les mois pluvieux que les mois secs.
Tableau IV: Vitesses moyennes des vents (en m/s) aux stations de Bouaké et Dimbokro
(1968-2000)
Janv. Fév. Mars Avril Mai Juin Juil. Août Sept. Oct. Nov. Déc. Moy
Bouaké
2,3
2,7
3,0
2,8
2,7
2,8
3,1
2,9
2,4
2,2
2,1
2,1
2,6
Dimbokro
0,3
0,5
0,6
0,6
0,5
0,5
0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,5
Les variations saisonnières des directions du vent s'accordent avec le schéma de
circulation générale décrit par plusieurs auteurs (Ouédraogo, 2001). Les vents dans la partie
nord du bassin sont de directions NS à EW (171° à 263 °). En se rapprochant du Sud, ces
vents deviennent encore plus faibles, et l’on observe surtout des vents dominants de directions
SE-NW à SW-NE (136° à 225 °) (tableau V).
Tableau V: Directions des vents (en degré) au niveau des stations de Bouaké et
Dimbokro (1968-2000)
Janv. Fév. Mars Avril Mai Juin Juil. Août Sept. Oct. Nov. Déc. Moy.
Bouaké
263
197
206
206 200 208 208
205
193
171
192
237
208
Dimbokro
136
205
213
218 220 220 225
218
215
210
178
138
199
Le bassin versant du N’zi subit différemment les facteurs du climat que sont la
température de l’air, l’humidité relative de l’air et les vents. Cette distribution inégale et
changeante de ces paramètres est à l’origine de la diversité des climats.
39
A cela, il faut ajouter des disparités et des décalages géographiques qui nuancent la
régularité des climats (Tardy, 1986).
2.7. HYDROGRAPHIE DU FLEUVE N’ZI ET RÉGIMES HYDROLOGIQUES DU
N’ZI
2.7.1. HYDROGRAPHIE DU BASSIN
Le N’zi, affluent du Bandama (figure 12), prend sa source au Nord de la Côte d’Ivoire
dans la région de Ferkéssedougou à une altitude de 400 m. Le N’zi coule globalement dans
une direction Nord-Sud. Le N’zi a une pente moyenne relativement constante de l’ordre de
0,053%. La densité du réseau hydrographique diminue du Sud au Nord.
Figure 12: Réseau hydrographique du bassin du N’zi (Monnier, 1978)
40
L’affluent principal du N’zi est le Kan qu’il reçoit à environ 5 km en aval de
Dimbokro. Cependant, il existe d’autres affluents importants (Géomines, 1982a ; 1982b ;
1982c ; 1982d ; 1982e ; 1982f). Ce sont:
− le Loho et le Kyohon en rive droite, le Pierhé en rive gauche avant Dabakala ;
− le Mafa en rive droite à quelques kilomètres à l’amont de Fêtekro ;
− le M’bé en rive gauche entre les stations hydrométriques de Fêtekro et de M’bahiakro ;
− la Baya en rive gauche entre M’bahiakro et Dimbokro.
2.7.2. ÉCOULEMENTS ET RÉGIMES HYDROLOGIQUES DU FLEUVE N’ZI
Le bassin versant du N’zi est soumis à trois régimes climatiques auxquels
correspondent trois régimes hydrologiques. Du Nord au Sud, on a le régime tropical de
transition, le régime équatorial de transition atténué et le régime équatorial de transition
(Rodier, 1964 ; Goula et al., 2006) :
- le régime tropical de transition se caractérise par une crue unique, allant d’août à octobre (3
mois). Une période de basses eaux est mise en évidence pendant les mois de novembre, juin et
juillet. Un très faible écoulement est observé pendant les mois précédant la période des hautes
eaux (avril et mai). On observe un étiage très marqué avec des écoulements très faibles
(décembre), voire nuls (janvier, février et mars) (figure 13a) ;
- le régime équatorial de transition atténué est marqué par une période de hautes eaux de 3
mois (août à octobre), une période de basses eaux constituée des mois de novembre, juin et
juillet. La période de janvier à avril est marquée par un étiage avec des écoulements faibles,
voire nuls (février) (figure 13b). Contrairement au régime tropical pur où le tarissement est
total sur 3 mois, le régime tropical de transition connaît un seul mois de tarissement total
(février). Il est rencontré dans le centre du bassin ;
- le régime équatorial de transition: Il couvre le Sud du bassin. Les deux saisons des pluies
entraînent deux périodes de hautes eaux. Son schéma est le suivant : une grande saison sèche
(décembre à avril), une première saison de hautes eaux (mai, juin et juillet), une petite saison
sèche (août), une seconde saison de hautes eaux (septembre à novembre) (figure 13c). La
petite saison sèche se distingue difficilement. Cela allonge la période de hautes eaux.
41
42
c- N’zianoa
D
N
t
e
éc
ov
em
br
em
br
e
e
ct
ob
re
te
m
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M
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M
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Fé
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ie
Ja
Lame d'eau (mm)
nv
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r
il
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Mois
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r
M
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Fé
vr
ie
Ja
nv
ie
r
Lame d'eam (mm)
Lame d'eau (mm)
a)
22
20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
b)
26
24
22
20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
Mois
c)
14
12
10
8
6
4
2
0
Mois
Figure 13: Régimes hydrologiques du N’zi (1968-1997): a- à Fétêkro ; b- M’bahiakro ;
Les crues les plus importantes sont enregistrées au cours des mois de septembre et
octobre. Le caractère très exceptionnel de ces mois est lié aux importantes pluies, par leur
fréquence et leur intensité, survenues pendant les mois précédents sur l'ensemble du bassin.
Les drains majeurs du N’zi sont en général d’ordres 3 ou 4. Le cours du N’zi est
constitué de nombreux méandres entre M’bahiakro et Dimbokro et a une configuration
géométrique allongée (Géomines, 1982c ; 1982e).
Les ressources en eau constituées par ce cours d’eau jouent un rôle très important sur
le plan de l’économie en Côte d’Ivoire. Les usages de ces ressources vont des besoins in situ
du milieu naturel à l’agriculture irriguée et pluviale, l’eau potable, l’eau pour le cheptel (dans
le Nord), etc. Ces demandes sont différentes par leurs besoins en terme de degré de sensibilité
aux variations, la saisonnalité des besoins, les exigences de qualité, etc. En plus, ces
ressources ont permis d’entretenir l’ancienne boucle du cacao, base de l’économie agricole
des années 1970.
2.8. CONTEXTE HYDROGÉOLOGIQUE: AQUIFÈRES ET NAPPES
Bien que correspondant à des formations géologiques diverses, les terrains qui
constituent le substratum géologique du bassin du N’zi représentent au plan des ressources en
eau souterraine, un certain nombre de caractéristiques fondamentales communes. L’existence
d’aquifère au niveau du bassin du N’zi est conditionnée par la présence de fractures et de
niveaux altérés. En effet, la fracture est le berceau de l’altération. L’épaisseur d’altération
augmente avec le taux de fracturation et constitue un niveau de réserves potentielles pour la
recharge des aquifères inférieurs.
Le modèle conceptuel simple d’aquifère de socle en général et en particulier dans le
bassin versant du N’zi admis, est constitué d’un recouvrement semi-perméable capacitif
alimenté directement par les précipitations et surmontant l’aquifère de fractures captif,
drainant la couverture à fonction essentiellement conductrice (Lasm, 2000).
Le premier réservoir constitué d’altérites présente une porosité totale élevée avec une
faible porosité efficace ainsi qu’une faible perméabilité. Les altérites issues des formations
grenues sont constituées d’argiles, de sables, d’argiles sableuses et/ou d’argiles latéritiques.
Elles sont peu épaisses et varient de 0 à 30 m. Les aquifères des formations birimiennes
schisteuses sont composés de formations argileuses saturées d’une épaisseur moyenne de 38
m et pouvant aller jusqu’à 80 voire 100 m.
43
Cette tranche d’argiles est généralement surmontée d’une mince couche de sables ou
d’argiles sableuses d’épaisseur variable (3 à 6 m) (Kouassi, 2004). Les zones les plus
perméables qui s’y trouvent sont soit en surface soit au niveau de la zone de transition encore
appelée « réservoir tampon » (Kouassi, 2004). C’est un niveau extrêmement fissuré et
morcelé par une multitude de fractures avec une bonne connexion entre les différents réseaux
de fissures. C’est la zone d’alimentation préférentielle de l’aquifère inférieur. Au niveau du
réservoir supérieur, les altérites sont saturées et contiennent de grandes quantités d’eau qui
représentent parfois 20% du volume d’eau total. La porosité efficace varie de 1 à 10%
(Kouassi, 2004).
Le réservoir inférieur situé dans le substratum rocheux, a une porosité efficace
pratiquement nulle, sauf dans sa partie supérieure correspondant aux arènes ou à la base du
réservoir tampon. Les fissures, lorsqu’elles existent, occupent la tranche supérieure de la
roche saine et sont orientées préférentiellement N60 à N80. Des fractures profondes sont
orientées dans les directions préférentielles N100-N110. Chaque réseau de fissures, possède
une porosité et une perméabilité de fissures liées au degré de colmatage. La densité du réseau
de fissures diminue progressivement avec la profondeur. L’aquifère inférieur peut être aussi
alimenté par les eaux de surface par l’intermédiaire de drains verticaux et subaffleurants
constitués de filons de quatrz et de pegmatites (Kouassi, 2004). L’aquifère inférieur peut être
le plus productif du fait de l’intense fracturation qui l’affecte (Soro, 2002).
Le bassin du N’zi comprend deux types de nappes que sont les nappes d’altérites et les
nappes de fissures. La dynamique des écoulements souterrains est conditionnée par
l’existence et l’organisation des fissures et des fractures (Kouassi, 2004).
2.9. ENVIRONNEMENT HUMAIN ET CONTEXTE SOCIO-ÉCONOMIQUE
Le bassin est peuplé majoritairement par les populations Baoulé et Agnis dans les
parties centrale et sud. A côté de ces populations, il y a les Tagouana qui occupent le Nord du
bassin. L’activité principale dans le milieu rural au niveau du bassin est l’agriculture qui est
représentée au Nord et au Centre par le coton, le maïs, le manioc, l’igname, le riz irrigué, la
banane plantain et les agrumes. En revanche, la zone forestière constitue ce qu’il est convenu
d’appeler l’ancienne «boucle du cacao» dominée par les plantations de café et de cacao.
Cette zone (Dimbokro, Tiassalé et Bongouanou) fait partie des régions de la Côte
d’Ivoire qui ont su développer l’économie cacaoyère.
44
Les techniques culturales restent encore rudimentaires dans leur ensemble. Le système
est essentiellement basé sur l’association des cultures.
Le paysan est donc soumis très souvent à un temps de jachère variable en fonction de
la superficie disponible dans son espace. La population s’adonne aussi à des activités
agropastorales (essentiellement dans le Nord), à l’exploitation forestière et à la pêche. Il n’ y a
pas d’activités industrielles véritables au niveau du bassin, sauf dans les régions de Dabakala,
Bouaké et Dimbokro où l’on trouve quelques activités agro-industrielles.
2.10. CONCLUSION PARTIELLE
Le bassin versant du N’zi est caractérisé par un relief peu accidenté et d’altitude
décroissante du Nord (300 à 400 m) au Sud (inférieure à 100m), donc relativement monotone
qui contribue à une accumulation de l’eau ; ce qui se traduit par des débits d’écoulement
faibles. Les formations géologiques du bassin sont dominées par les granitoïdes (granites,
migmatites et
granodiorites). Ces formations géologiques sont recouvertes par des sols
essentiellement ferralitiques constitués de sables et d’argiles. Les réservoirs issus des
formations géologiques du bassin sont alimentés par les précipitations. Les formations
d’altérites constituent, de ce fait, un réservoir de récupération qui, par percolation et sous
l’effet de gradient de pression, alimente l’aquifère inférieur qui demeure une zone
préférentielle des eaux souterraines. De ce fait, une trop grande épaisseur d’altérites
constituées d’argiles (en région schisteuse), généralement imperméables, entraîne un
ralentissement de l’infiltration avec pour conséquence une recharge tardive des nappes. La
végétation est caractérisée par la savane au Nord, la forêt dégradée au Sud et une transition
forêt-savane dans le Centre, matérialisée par le « V » baoulé. Ces écosystèmes naturels sont le
siège de profondes perturbations anthropiques (pratiques agricoles). Le bassin versant du N’zi
est occupé par plusieurs groupes ethniques (Baoulé, Agnis et Tagouana) ayant pour activité
principale, l’agriculture qui exploite le milieu naturel. Tous ces éléments physiographiques
influencent fortement le comportement hydrologique d’un bassin versant. Aussi, ces
différentes composantes physiographiques contribuent-elles à la définition des régimes
climatiques et hydrologiques du bassin.
Le climat du bassin comprend trois régimes (définis à partir de l’étude des précipitations)
du Nord au Sud qui sont associés aux paysages forestiers (climat subtropical, climat tropical
humide, climat subéquatorial). L’étude d’autres paramètres climatiques a été effectuée
(humidité relative, température de l’air et vents).
45
L’humidité relative mensuelle varie entre 52,2% (janvier) et 82,5% (août) avec une
moyenne de 73,4% sur l’ensemble du bassin du N’zi. L’analyse des variations interannuelles
de l’humidité relative met en évidence une baisse de celle-ci depuis l’année 1973. Les
températures moyennes mensuelles varient entre 23,6° C (août) et 28,5° C (février) avec une
moyenne de 26,2° C. Les variations interannuelles de la température de l’air montrent que la
température de l’air connaît une hausse monotone. Les vitesses moyennes mensuelles des
vents oscillent entre 0,2 m/s et 3,1 m/s. Les vents sont de direction NS-EW et SE-NW à SWNE dans le Sud. Le bassin versant du N’zi subit donc différemment les facteurs du climat
(humidité relative, température de l’air, vents). Les différents régimes climatiques induisent
trois régimes hydrologiques (régime tropical de transition, régime tropical de transition
atténué, régime équatorial de transition).
L’étude de la variabilité de ces régimes climatiques et hydrologiques et leur impact sur la
relation pluie-débit et la recharge des nappes nécessite des données d’ordre hydroclimatique
et d’occupation du sol et un certain nombre d’outils, le tout structuré dans une méthodologie
cohérente.
46
DEUXIÈME PARTIE:
DONNÉES ET MÉTHODES
47
CHAPITRE 3:
DONNÉES ET OUTILS
48
3.1. DONNÉES DE L’ÉTUDE
L’observation des évènements de la nature est un outil essentiel à la connaissance et à
la compréhension des phénomènes naturels. Les mesures de ces évènements en général et en
particulier en hydrologie constituent des éléments de référence indispensables pour toute
étude. Ainsi, la quantification des paramètres hydroclimatiques constitue un préalable à
l’estimation des ressources en eau et à tout projet de gestion de celles-ci. L’acquisition des
données nécessaires pour cette étude a consisté en un travail de recherche, de collecte et de
compilation des informations recueillies dans les sociétés de développement. Ces données ont
des origines diverses. Pour répondre aux objectifs de connaissance et de gestion, les données
collectées doivent satisfaire à un certain nombre de contraintes et présenter certaines qualités
(Fritsch et Servat, 1998):
- la continuité et la durée : une information recueillie à un instant donné ne prend tout son
sens que lorsqu’elle s’intègre dans une série chronologique continue et longue sur un même
site. Garantir la continuité des observations est une exigence essentielle pour un système de
collecte performant ;
- la fiabilité: l’utilisation de technologies nouvelles, assorties de procédures de travail
appropriées, permet aujourd’hui d’améliorer très significativement la qualité et la précision
des données et doit donc être encouragée et favorisée ;
- la pertinence des sites de collecte: la finalité des mesures est de servir à une meilleure
gestion des ressources. La localisation des stations climatologiques et hydrologiques et la
périodicité des mesures doivent être organisées en conséquence et pilotées par la demande.
Dans tous les cas, les ajustements nécessaires des réseaux actuels aux besoins de la gestion ne
doivent pas amener à fermer les stations ayant bénéficié de très longues durées d’observation,
qui sont porteuses de l’historique du cycle de l’eau.
3.1.1. DONNÉES CLIMATOLOGIQUES
Les données climatologiques ont été mises à notre disposition par la direction de la
Société de Développement et d’Exploitation Aéroportuaire, Aéronautique et Météorologique
(SODEXAM) section METEOROLOGIE. Le réseau pluviométrique sélectionné pour cette
étude compte 12 postes dont deux postes synoptiques (Bouaké et Dimbokro) (figure 14a). Le
choix de ces postes a été dicté par la nécessité de disposer de données de bonne qualité sur
une longue période.
49
a)
b)
Figure 14: Stations hydrométéorologiques du bassin versant du N’zi:
a- stations météorologiques ; b- stations hydrométriques
Les données pluviométriques sont disponibles au pas journalier. Seuls les postes dont
les enregistrements pluviométriques débutent au moins en 1951 ont été retenus. Cependant,
certaines stations pluviométriques (Dabakala, Bouaké, Dimbokro, Tiassalé) possèdent des
données qui s’étendent sur la période 1923-2004. La figure 16a illustre la répartition
relativement homogène dans l’espace des postes pluviométriques (10) et synoptiques (2) qui
vont servir à l’étude de la variabilité temporelle et spatiale des précipitations sur la zone
d’étude.
50
3.1.2. DONNÉES HYDROMÉTRIQUES
Les données hydrométriques ont été mises à notre disposition par la Direction de
l’Hydraulique Humaine sous-direction de l’Hydrologie. Ces données concernent les débits
journaliers. Le réseau hydrométrique choisi pour notre étude est constitué de 5 stations
hydrométriques. Ces stations sont celles de Fêtékro, M’bahiakro, Bocanda, Dimbokro et
N’zianoa, toutes sur le N’zi (figure 14b). Les données obtenues se situent généralement entre
1951 et 2000. Celles-ci vont servir à l’étude hydrologique du bassin du N’zi. Les périodes
d’observations hydrométriques sont moins longues que celles des données pluviométriques.
3.1.3. DONNÉES D’IMAGES SATELLITAIRES
Pour la détermination des classes d’occupation du sol, des images mosaïques Landsat
TM (1990) et ETM+ (2000) de format Multi-resolution Seamless Image Database (MrSID)
fournies par un site Internet américain (https://zulu.ssc.gov/mrsid), ont été utilisées. Les
images Landsat TM sont issues de scènes de la période 1990 +/- 3 ans. Les images Landsat
ETM+ sont issues de scènes de la période 2000 +/- 3 ans. Les images Landsat TM (1990) ont
une résolution de 28,5 m. Les images Landsat ETM+ (2000) ont une résolution de 14,25 m.
Ces images ont déjà subies des prétraitements, c’est-à-dire des corrections radiométriques et
géométriques. Les différentes images sont constituées des bandes 7 (moyen infra-rouge), 4
(proche infra-rouge) et 2 (vert visible) chargées respectivement sur les canaux RVB (Rouge
Vert Bleu). Deux images Landsat MSS des scènes 211-054 et 211-055 du 2 janvier 1974 ont
été également utilisées. L’image Landsat MSS de la scène 211-055 est masquée dans sa partie
sud par une couverture nuageuse qui limite son utilisation. Ces images Landsat MSS ont été
acquises
à
partir
d’un
site
Internet
américain
(http://glcfapp.umiacs.umd.edu:8080/esdi/index.jsp). Ces images ne couvrent pas entièrement
la zone d’étude. Les différentes images (Landsat MSS, Landsat TM et Landsat ETM+) ont été
rééchantillonnées à la résolution de 30 m pour une meilleure comparaison des résultats.
L’utilisation des données satellitaires (Landsat MSS, Landsat TM et Landsat ETM+) a
permis de mettre en évidence, comprendre et analyser la dynamique de l’occupation du sol
dans le bassin versant du N’zi.
L’exploitation de ces données est donc importante pour caractériser la dynamique de
l’occupation du sol en général et en particulier le couvert végétal.
51
En effet, on peut définir l’occupation du sol comme étant la distribution (qualitative et
quantitative) et l’organisation spatiale des formations naturelles ou humaines sur une surface
donnée (Kangah, 2006).
3.2. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES HYDROMÉTÉOROLOGIQUES
Les données recueillies sont entachées d’erreurs, qui tiennent autant au système
d’acquisition lui-même qu’au caractère individuel de la mesure ou de l’enquête, individualité
éminemment propre à engendrer des hétérogénéités (Hiez, 1977). De plus, toute absence
d’observation en une station et à une date déterminée provoque une lacune dans la matrice de
données. Cette constatation impose une critique des données recueillies, suivie d’éviction
quand elles sont jugées s’éloigner de la réalité et de corrections prudentes quand la nature
systématique des erreurs détectées l’autorise. La cohérence des chroniques est un préalable
indispensable à la confiance que l’on peut accorder aux chroniques de pluie issues des stations
hydrométéorologiques. Les différents prétraitements des données hydroclimatiques ont été
effectués à partir du logiciel Excel.
3.2.1. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES PLUVIOMÉTRIQUES
Depuis la mesure jusqu’au traitement de l’information pluviométrique des erreurs
peuvent intervenir (erreurs liées aux instruments, erreurs liées à l’observateur, etc). Il a donc
été procédé à une analyse de la pluviométrie annuelle, afin de juger de la qualité des données
disponibles. En effet, la pluviométrie d’une année étant la somme des pluviométries
mensuelles et elles mêmes issues de la sommation des évènements pluvieux, une bonne
cohérence des premières entraîne a fortiori une meilleure cohérence des pluies mensuelles, du
nombre de jours de pluie.
La période de référence est 1951-2004. Les stations concernées sont Tafiré,
Niakaramandougou, Katiola, Dabakala, Bouaké, M’bahiakro, Bocanda, Tiébissou, Daoukro,
Bongouanou, Dimbokro et Tiassalé.
3.2.1.1. Comblement des lacunes par la méthode des vecteurs régionaux (M.V.R.)
Une des étapes préalables de l’étude a consisté au comblement des lacunes au pas de
temps annuel sur la période 1951-2004 à partir des vecteurs régionaux.
52
En effet, la méthode du vecteur régional mise au point par Hiez (1977), est une
méthode qui répond au double objectif de critique et de synthèse de l’information, et qui peut
s’appliquer à tout ensemble de séries d’observations d’une même variable, liées
statistiquement entre elles par des rapports de proportionnalité. Elle s’applique en particulier à
l’information pluviométrique régionale (ensemble de séries chronologiques d’observations
collectées en des stations voisines d’une même région géographique).
On admet que l’ensemble des stations sélectionnées obéit à une tendance climatique
régionale unique, chacune d’elles n’étant par conséquent qu’une représentation de cette
tendance, déformée à la fois par de possibles anomalies locales et par d’éventuelles erreurs
d’observation. C’est le principe de pseudo-proportionnalité des totaux pluviométriques entre
postes voisins.
Les valeurs des pluies sont reconstituées à l’intérieur de surfaces régionales
homogènes du point de vue géomorphoclimatique. Cela se fait à partir d’une moyenne
régionale de référence, le «vecteur». Cette méthode a permis de reconstituer les pluies
annuelles manquantes au sein de certaines séries.
Une première homogénéisation a concerné le comblement des lacunes au niveau des
stations de Bocanda (1951-1953) et Daoukro (1951-1955) où des données ne sont pas
disponibles, du fait de l’absence de station au cours de ces années. Cette reconstitution s’est
faite à partir des stations de M’bahiakro, Dimbokro et Bongouanou. Une deuxième
homogénéisation a concerné le prolongement des données annuelles des stations de Tafiré,
Niakaramandougou, Katiola, Dabakala et Bouaké, de 2002 à 2004. Ce manque de données est
dû au non suivi des différentes stations, du fait de la guerre (septembre 2002). D’une part, une
estimation des pluies annuelles des stations de Bouaké et Katiola a été réalisée à partir des
stations de Tiébissou, Bocanda et M’bahiakro. D’autre part, les pluies annuelles aux stations
de Dabakala, Niakaramandougou et Tafiré ont été estimées à partir des stations de Katiola et
Bouaké.
3.2.1.2. Caractérisation statistique des séries de données pluviométriques
Les caractéristiques statistiques descriptives des données pluviométriques annuelles
(mm) de 1951 à 2004 des différentes stations sont consignées dans le tableau VI.
Les pluies moyennes annuelles (1951-2004) varient entre 1046 mm (Dabakala) et
1233 mm (Tiassalé) avec une moyenne générale de 1110 mm.
53
Les coefficients de variation (Cv) (rapport de l’écart-type de la série annuelle par sa
moyenne) de ces pluies moyennes annuelles fluctuent entre 0,16 et 0,24. Cela signifie que la
dispersion des données des séries pluviométriques considérées est assez faible. Les résultats
montrent que les données pluviométriques retenues pour l’étude sont assez homogènes et
représentatives de la zone d’étude.
Tableau VI: Caractéristiques statistiques des données climatologiques du N’zi
(1951-2004)
Stations
MinimumMaximum Moyenne Ecart-type Min/Max Cv
Tafiré
665
1816
1100
248
0,37 0,23
Niakaramandougou
564
1622
1121
222
0,35 0,20
Katiola
628
1890
1098
267
0,33 0,24
Dabakala
331
1742
1046
272
0,19 0,26
Bouaké
727
1675
1102
202
0,43 0,18
M’bahiakro
653
1785
1070
240
0,37 0,22
Bocanda
756
1692
1061
192
0,45 0,18
Tiébissou
745
1576
1056
177
0,47 0,17
Daoukro
712
1694
1094
180
0,42 0,16
Bongouanou
651
1737
1201
251
0,37 0,21
Dimbokro
815
1949
1134
197
0,42 0,17
Tiassalé
780
1793
1233
255
0,44 0,21
3.2.2. CRITIQUE ET ANALYSE DES DONNÉES HYDROMÉTRIQUES
Il s’agit des données de débits annuels des stations de N’zianoa, Dimbokro, Bocanda,
M’bahiakro et Fêtékro, toutes situées sur le N’zi. Les stations hydrométriques sélectionnées
sont suffisantes pour traduire de manière significative, à l’échelle du bassin, la réalité de la
variabilité temporelle des ressources en eau de surface. Un intérêt plus marqué a été porté à la
période 1951-2000 qui correspond à une densité maximale de données disponibles.
3.2.2.1. Reconstitution des données hydrométriques manquantes
Les valeurs manquantes au sein des séries chronologiques de débit moyen annuel ont
été estimées. La méthode utilisée est basée sur l’approche de la régression linéaire entre deux
variables x et y qui sont des valeurs de débit moyen annuel, pourvu que la corrélation entre
les variables considérées soit acceptable (coefficient de corrélation supérieure ou égale à 0,70)
(Laborde, 1998).
54
Dans le cas d’une régression de y en x, à partir de k couples, n l’effectif de la série
reconstituée et ρ le coefficient de corrélation, l’efficacité relative (E) s’exprime par
l’équation 1 :
k 1 − (k − 2) ρ
E = 1 + (1 − ) × 
n 
k −3

2



(Eq. 1)
La station de N’zianoa a été considérée comme la station de référence, compte tenu de
la longueur et de la qualité de la série (absence de lacunes dans les données), mais surtout du
fait de sa situation en aval de toutes les autres stations. Elle constitue donc l’exutoire principal
pour l’ensemble du bassin.
Le traitement des données par la méthode de la régression linéaire a permis de
reconstituer les débits annuels manquants au niveau des stations de Bocanda (1951-1954,
1990, 1998-2000), Dimbokro (1951-1954, 1998-2000), M’bahiakro (1951-1954, 1968, 19982000) et Fêtékro (1951-1954, 1998-2000) qui ont permis de mener l’étude de la variabilité
hydrologique au niveau du bassin du N’zi. Les coefficients d’efficacité traduisant la qualité
des estimations effectuées au cours du comblement des lacunes sont compris entre 0,55
(M’bahiakro) et 0,80 (Dimbokro) (tableau VII). Les données de débits annuels issues des
différentes stations hydrométriques sont donc acceptables.
Tableau VII: Coefficients d’efficacité des différentes stations
Stations
Coefficient d’efficacité
Dimbokro
0,80
Bocanda
0,57
M’bahiakro
0,55
Fétêkro
0,69
3.2.2.2. Caractérisation statistique des séries de données hydrométriques
Le tableau VIII présente quelques caractéristiques hydrologiques de l’échantillon de
bassins adoptés sur la période 1951-2000. Les bassins versants emboîtés, contrôlés par les
stations étudiées sont de superficies extrêmement variables.
55
La taille des bassins varie de 10 000 à 35 000 km2. La lame d’eau moyenne décroît de
l’amont (89,4 mm) vers l’aval (58,1 mm), de façon inversement proportionnelle à l’étendue
des bassins versants. En effet, ces bassins représentent des conditions climatiques assez
différentes.
Tableau VIII: Lames d’eau moyennes écoulées au niveau des stations hydrométriques
retenues (1951-2000)
Stations
Périodes
Aires (km2)
Lames moyennes (mm)
N’zianoa
1951-2000
35 000
58,1
Dimbokro
1951-2000
24 100
60,3
Bocanda
1951-2000
20 500
70,9
M’bahiakro
1951-2000
15 700
86,2
Fêtékro
1951-2000
10 000
89,4
Les données pluviométriques et hydrométriques étant jugées de bonne qualité, elles
ont été utilisées pour l’étude de la variabilité des régimes pluviométriques et hydrologiques
ainsi que leur impact sur la relation pluie-débit et la recharge des nappes du bassin versant du
N’zi.
3.3. LOGICIELS UTILISÉS
Plusieurs logiciels ont été utilisés au cours de cette étude. Il s’agit de:
- Map InfoTM 7.5: numérisation des cartes ;
- SurferTM 7.0: cartographie de la pluviométrie ;
- Paint: amélioration des cartes ;
- KronostatTM 1.01: détection des ruptures ;
- ENVITM 4.1: traitement des images satellitaires ;
- ExcelTM 2003: traitements statistiques et modélisation hydrologique ;
- E.V.C.: évaluation des coefficients de tarissement et volumes mobilisés par les aquifères.
56
3.4. CONCLUSION PARTIELLE
Les données hydrométéorologiques appartiennent à la période 1922-2004 et
majoritairement à la période 1951-2000. Il a été nécessaire d’avoir recours à des comblements
de lacunes au sein de certaines séries. Les pluies moyennes annuelles obtenues varient entre
1046 mm (Dabakala) et 1233 mm (Tiassalé) avec une moyenne générale de 1110 mm (19512004).
Les coefficients de variation (Cv) de ces pluies moyennes annuelles fluctuent entre
0,16 et 0,24. Ces valeurs traduisent une assez faible dispersion des données des séries
pluviométriques considérées. La base de données obtenue offre une couverture homogène.
Les coefficients d’efficacité obtenus après le comblement des lacunes au sein des
séries de débits sont compris entre 0,55 (M’bahiakro) et 0,80 (Dimbokro) et montrent que les
données de débits issues des différentes stations hydrométriques sont acceptables. La lame
d’eau moyenne décroît de l’amont (Fêtékro : 89,4 mm) vers l’aval (N’zianoa : 58,1 mm), de
façon inversement proportionnelle à l’étendue des bassins versants.
Des images à haute résolution spatiale (Landsat MSS, Landsat TM et Landsat ETM+)
ont été utilisées. Ces données satellitaires ont été suffisantes pour produire une classification
thématique de la dynamique de l’occupation du sol dans le bassin versant du N’zi.
L’hétérogénéité spatiale de la végétation a nécessité une résolution de 30 m pour obtenir une
cartographie valide et comparable.
Plusieurs outils de traitement ont été utilisés pour l’exploitation des différentes
données. L’utilisation opérationnelle des différentes données à partir des outils définis
nécessite des méthodes précises et rigoureuses.
57
CHAPITRE 4:
MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE
58
4.1. MÉTHODOLOGIE D’ÉTUDE DE LA VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE
Les méthodes sont présentées selon qu’elles s’appliquent à des variables (pluie
annuelle, pluie saisonnière, pluie mensuelle, etc) ponctuelles ou régionalisées.
4.1.1.MÉTHODOLOGIE
D’ANALYSE
DE
SÉRIES
CHRONOLOGIQUES
PONCTUELLES
4.1.1.1. Tests de détection de rupture au sein des séries hydrométéorologiques
Une persistance de la régression des variables hydroclimatiques (pluies et débits) au
cours de ces trois dernières décennies est observée en Afrique de l’Ouest (Hubert et al.,
1998).
A cet effet, de nombreux tests et procédures ont été élaborés pour mettre en évidence
un changement de moyenne (provoqué par une modification d’origine naturelle et/ou
anthropique du processus physique de génération) au sein d’une série chronologique (Hubert
et al., 1998 ; Lubès-Niel et al., 1998).
Ainsi, une rupture est définie comme un changement dans la loi de probabilité des
variables aléatoires dont les réalisations successives définissent les séries chronologiques
étudiées (Servat et al., 1998). Plusieurs approches ont été retenues: le test de Pettitt (1979)
cité par Servat et al. (1998) et celle de la segmentation (Hubert et al., 1998) pour leur
puissance et robustesse (Lubès-Niel et al., 1998).
4.1.1.1.1. Test de Pettitt
Le test de Pettitt a été utilisé dans de nombreux travaux (Servat et al., 1998 ; Paturel et
al., 1998 ; Lubès-Niel et al., 1998). Il consiste à découper la série principale de N éléments en
deux sous séries à chaque instant t compris entre 1 et N-1. La série principale présente une
rupture à l’instant t si les deux sous-séries ont des distributions différentes. La variable de
Pettitt ( U t , N ) est définie par l’équation 2 :
Ut ,N =
t
N
∑ ∑D
(Eq. 2)
ij
i = 1 j = t +1
- Dij=sgn( X i − X j ) ;
59
- sgn(X)=1 si X>0;
- sgn(X)=0 si X=0 ;
- sgn(X)=-1 si X<0.
La probabilité de dépassement approximative d’une valeur k est définie et permet
d’apprécier l’importance de la rupture (équation 3):
Pr ob( K N > k ) ≈ 2 exp(−6k 2 /( N 3 + N 2 ))
(Eq. 3)
L’absence de rupture dans la série de taille N constitue l’hypothèse nulle. Si
l’hypothèse nulle est rejetée, une estimation de la date de rupture est donnée par l’instant t
définissant le maximum en valeur absolue de la variable U t, N .
4.1.1.1.2. Procédure de segmentation
La procédure de segmentation fournit au moyen d'un algorithme spécifique une ou
plusieurs dates de rupture (éventuellement aucune) qui séparent des segments contigus dont
les moyennes sont significativement différentes.
Si la procédure ne produit pas de segmentation acceptable d’ordre supérieur ou égal à
deux, l’hypothèse de stationnarité de la série est acceptée. Les résultats obtenus sont définis
par rapport au nombre de segments. La segmentation est retenue lorsque l’écart quadratique
entre elle et la série est minimum. Cette condition est nécessaire, mais non suffisante pour la
détermination de la segmentation optimale.
On définit: ik , k=1, 2,…, m, le rang dans la série initiale de l'extrémité terminale du k ième
segment X k la moyenne du k ième segment, Dm l'écart quadratique entre la série et la
segmentation considérée. L’écart quadratique dans ces conditions est exprimé par l’équation
4:
k=m
Dm =
∑
dk
(Eq. 4)
k =1
avec dk =
i =ik
∑(X − X
i =ik −1 −1
i
K
)2
(dk doit être minimum)
60
Cette méthode présente l’avantage de pouvoir rechercher des changements multiples
de moyenne dans une série hydrométéorologique contrairement à celle de Pettitt.
La méthode est considérée comme un test de stationnarité; «la série étudiée est
stationnaire» constitue l’hypothèse nulle de ce test. Cependant, il est difficile d’attribuer un
niveau de signification à ce test (Hubert et al., 1998).
4.1.1.1.3. Déficits hydroclimatiques
Le déficit de la période sèche, par rapport à la période humide, est évalué en
appliquant la formule représentée par l’équation 5:
D =
xj
xi
−1.
(Eq. 5)
avec:
- D= déficit ;
- x j : moyenne après rupture ;
- x i : moyenne avant rupture.
Dans le cas où aucune rupture n'est détectée par les tests statistiques, le déficit pluviométrique
ou hydrologique est calculé en prenant l'année 1970 comme l’année de référence (Ouédraogo,
2001).
4.1.1.2. Méthode de l’indice pluviométrique
En vue d’apprécier l’évolution de la pluviométrie au cours des différentes années de la
période d’étude, la méthode de l’indice pluviométrique a été appliquée. Cette méthode a
l’avantage de mettre en évidence les périodes excédentaires et déficitaires.
Ainsi, pour chacun des postes pluviométriques et hydrométriques retenu, un indice
annuel de la variable pluviométrique (ou hydrométrique) a été déterminé. Il se définit comme
une variable centrée réduite exprimée par l’équation 6 (Servat et al., 1998):
Ii= X i− X
S
(Eq. 6)
avec :
- Xi : valeur de la pluviométrie annuelle (ou du débit annuel) de l’année i ;
61
- X : valeur moyenne interannuelle de la pluviométrie (ou du débit annuel) sur la période
étudiée ;
- S : valeur interannuelle de l'écart-type de la pluviométrie (ou du débit annuel) sur la période
étudiée.
La variation climatique annuelle est le reflet du comportement saisonnier et mensuel
de la pluie. La caractérisation d’éventuelles fluctuations des précipitations saisonnières et
mensuelles s’avère nécessaire.
4.1.1.3. Variabilité hydroclimatique mensuelle et saisonnière
Les pluviométries moyennes saisonnières sur chaque décennie, en faisant la distinction
entre les mois de la saison des pluies de ceux de la saison sèche, ont été calculées. A
l’intérieur des saisons, nous avons dissocié, pour les zones à quatre saisons (partie centre et
sud du bassin), la grande saison des pluies de la petite. La grande saison sèche a été également
différenciée de la petite saison sèche. Par la suite, des analyses comparatives des différentes
fluctuations ont été réalisées.
Pour l’analyse de la dynamique des régimes climatiques saisonniers du bassin, une
comparaison des normales des périodes 1961-1990 et 1971-2000 à celles de la période 19511980 a été effectuée. En effet, la période 1951-1980 constitue la référence de l’Organisation
Météorologique Mondiale (O.M.M.) à partir de laquelle sont analysés les régimes climatiques
(Ferry et al., 1998 ; Ouédraogo, 2001). Les normales calculées sur les différentes périodes
sont influencées par les sécheresses qui y sont inclues.
L’étude de la variabilité du début et de la fin de la saison des pluies, dans le bassin
versant du N’zi, est basée sur la méthode élaborée par Ozer et Erpicum (1995). En effet, Ozer
et Erpicum (1995) ont montré, selon des critères climatiques, que la saison des pluies
commence au moment où la probabilité d’avoir un jour de pluie au cours d’une «pentade»
déterminée est supérieure à celle d’avoir un jour sec appartenant à un épisode sec de plus de
sept jours. Les jours de pluie (précipitations ≥ 1 mm), tout comme les jours secs
(précipitations<1 mm), sont comptés par «pentade» (période de 5 jours) du 1er mars au 31
octobre. L’opération vise à mieux cerner les dates extrêmes de début et de fin de la saison des
pluies. Pour ce faire, la période 1951-2000 a été scindée en deux, pour délimiter les périodes
humide (1951-1970) et sèche (1971-2000). Cette étude dans le temps a permis de souligner
l’importance du déficit pluviométrique qui a affecté la seconde période.
62
4.1.1.4. Analyse fréquentielle des jours pluvieux
L’analyse statistique des jours pluvieux a été menée sur la période 1951-2000, à partir
de données pluviométriques journalières des 12 stations retenues pour l’étude et les méthodes
statistiques présentées antérieurement.
La pluie n’est pas un phénomène continu. Les précipitations surviennent au cours
d’événements pluvieux de durées variables se succédant suivant des intervalles de temps
variables. Cette intermittence est particulièrement importante en Afrique de l’Ouest.
L’analyse de la fréquence des jours de pluie n’a pas souvent été abordée dans l’étude
hydroclimatique en Afrique de l’Ouest et en particulier en Côte d’Ivoire pour manque
d’informations relatives aux pluies journalières en général. Pourtant, du point de vue
climatologique, l’étude des jours pluvieux peut contribuer à améliorer nos connaissances sur
les causes des déficits pluviométriques saisonniers et annuels ainsi que sur les changements
susceptibles d’affecter l’évolution des précipitations. En effet, ces déficits peuvent résulter de
la diminution de la fréquence des fortes précipitations ayant atteint ou dépassé un certain
seuil. Des points de vue agronomique et hydrologique, la diminution de la fréquence des
fortes pluies et la répartition des pluies au sein de la saison sont des données importantes.
Elles doivent être prises en compte dans la modélisation de la variation du taux
d’humidité du sol, dans le calage des ouvrages évacuateurs des eaux de ruissellement et
d’irrigation ainsi que dans les modèles de prévision des crues des rivières.
Un consensus s’est établi : la sécheresse subie par le bassin du N’zi constitue une
séquence anormale vis-à-vis de la variabilité pluviométrique du 20éme siècle.
L’ampleur de ces conséquences dépendra de la durée de cette persistance et du déficit
pluviométrique qui en découlera. Ainsi, une caractérisation des régimes pluviométriques ne
peut donc se limiter à une analyse statistique simple de cumuls pluviométriques. Elle doit
comporter aussi les fréquences des jours pluvieux.
La typologie des précipitations journalières que nous proposons est liée aux normes
internationales de seuil définies par l’Organisation Météorologique Mondiale (OMM, 1990).
Les différentes classes sont définies en fonction du nombre de jours de pluie de hauteur
comprise entre:
- 1 et 10 mm (P1) ;
- 10 et 30 mm (P2) ;
- 30 et 50 mm (P3) ;
- >50 mm (P4).
63
Le nombre de jours de pluie (variable afférente à la pluie) a été étudié à l’échelle
interannuelle et saisonnière.
L’extension régionale et l’intensité de cette variabilité climatique temporelle ont été
étudiées à l’aide de représentations cartographiques.
4.1.2. MÉTHODOLOGIE D’ANALYSE RÉGIONALE DES PRÉCIPITATIONS
La représentation cartographique des indices pluviométriques interannuels, calculés
par décennie sur la période 1951-2000, traduit l’évolution dans l’espace de la variable centrée
réduite étudiée tout en soulignant les zones tantôt déficitaires, tantôt excédentaires.
Des outils d’interpolation et de cartographie ont permis d’analyser la variabilité
spatiale des variables précitées. Les déficits pluviométriques observés globalement depuis
plus de trois décennies, en Afrique de l’Ouest en général et en Côte d’Ivoire en particulier, ont
eu de graves conséquences sur les ressources en eau (Olivry et al., 1998). Ce fait nécessite
l’analyse du tarissement des cours d’eau, afin de comprendre la réponse des réserves
souterraines devant la vidange des aquifères et la relation eaux de surface-eaux souterraines.
4.1.3. CARACTÉRISATION HYDROLOGIQUE DU BASSIN VERSANT DU N’ZI
4.1.3.1. Calcul du coefficient de tarissement : loi de Maillet et méthode dichotomique
Pour le calcul du coefficient de tarissement, la détermination par dichotomie proposée
par Savané et al. (2003) est utilisée. Cette méthode est basée sur la loi de Maillet représentée
par l’équation 7:
Q t = Q 0 e − kt
(Eq. 7)
avec :
- Qt = débit à l’instant t donné ;
- Q0 = débit initial (débit au début du tarissement) ;
- k = coefficient de tarissement de Maillet.
Dans la méthode dite dichotomique, la courbe annuelle de tarissement est l’expression
de la vidange du réservoir souterrain.
64
La quantité d’eau récupérée à la station de jaugeage correspond exclusivement aux
volumes dynamiques (V) mobilisés par l’ensemble des aquifères du bassin.
L’équation du coefficient de tarissement (k) est la suivante (équation 8):
e − kt
+ V − 1 =0
k
Q0 k
(Eq. 8)
4.1.3.2. Construction de la courbe de tarissement
Les courbes de tarissement sont tracées à partir des débits journaliers. Pour la
représentation de ces courbes, on part du débit journalier le plus élevé de l’année (Q0) et on
reporte en abscisse les débits mesurés tous les 10 jours, jusqu'à ce qu’ils remontent de façon
significative. Le choix du pas de temps de 10 jours a été adopté car, ce pas a déjà donné des
bons résultats (Savané et al., 2001 ; Savané et al., 2003 ; Saley, 2003). Les courbes de
tarissement vont correspondre aux périodes pendant lesquelles le débit décroît de façon plus
ou moins régulière (régime non influencé), c’est-à-dire en absence de toute précipitation.
4.1.3.3. Evaluation du volume mobilisé par les aquifères
Le volume mobilisé par l’ensemble des aquifères du bassin versant est donné par
l’équation 9:
+∞
Vmobilisé = ∫ Q0 e −kt dt =
0
Q0
k
(Eq. 9)
avec Q0 exprimé en m3/s et k en jours-1. Q0 est multiplié par 86 400 pour la compatibilité des
unités.
La transformation de la pluie en débit au niveau d’un bassin versant est influencée par
l’occupation du sol de façon générale et la couverture végétale en particulier. D’où la
nécessité de l’étude de la dynamique de l’occupation du sol au niveau du bassin versant du
N’zi.
65
4.2. MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE DE LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION
DES SOLS
Des images satellitaires ont été utilisées pour faire une classification thématique de la
dynamique de l’occupation du sol sur le bassin versant du N’zi.
Les principales méthodes de classification existantes sont la classification non
supervisée et la classification supervisée (Rasson et al., 1990). La classification non
supervisée est une classification automatique qui permet de regrouper des ensembles de pixels
similaires du point de vue radiométrique en classes à partir d’une composition colorée. Quant
à la classification supervisée ou classification dirigée, elle consiste à affecter des pixels aux
échantillons les plus proches, selon une distance dite bayésienne qui se fonde sur la
probabilité que dispose un pixel à appartenir à une classe donnée (Robin, 1998 in Sylla,
2002).
Dans ce travail, la classification non supervisée a été une étape intermédiaire et a
permis de :
- parvenir à une simplification radiométrique de l’image brute, rendue plus facilement
interprétable ;
- faire correspondre au mieux la réalité radiométrique à la réalité thématique.
Quatre classes ont été définies au lancement de la classification non supervisée par
l’algorithme de la «méthode moyenne ».
A partir des résultats de la classification non supervisée et des données
cartographiques (occupation du sol, topographiques, etc. à l’échelle 1/200 000), une
classification supervisée a été réalisée. En effet, la technique la plus répandue et la plus
couramment utilisée dans la cartographie de l’occupation du sol par télédétection satellitaire
est la classification supervisée (Kangah, 2006). Cette technique a longtemps été utilisée par
des analystes et thématiciens pour la production de nombreux documents cartographiques et a
abouti généralement à de bons résultats (Kangah, 2006). Des parcelles d’entraînement
choisies ont servi de base à la classification de l’ensemble de l’espace d’étude. En effet, les
parcelles d’entraînement sont des échantillons représentatifs des types d’occupation des sols
identifiés sur une image. Les parcelles d’entraînement utilisées ont été identifiées à partir des
résultats de compositions colorées effectuées. Elles contiennent des informations spécifiques
qui sont fournies à l’entrée de la classification et constituent ainsi les éléments de base d’une
classification supervisée.
66
Dans la présente étude, nous avons sélectionné au niveau de chaque thème à
cartographier (type d’occupation du sol) une dizaine d’échantillons qui ont servi de parcelles
d’entraînement.
Le choix des échantillons, constitue un long processus d’apprentissage qui aboutit à la
classification de l’image. Ainsi, plusieurs essais ont été menés en améliorant la
représentativité des parcelles d’entraînement, afin d’avoir un résultat satisfaisant.
Nous avons choisi par la suite un algorithme de classification supervisée pour
classifier les images. En effet, plusieurs algorithmes de classification supervisée existent.
Ceux-ci ont pour fonction de reproduire au mieux la réalité de terrain perçue à travers les
images satellitaires. Dans cette variété d’algorithmes, nous avons opté pour la classification
par le « maximum de vraisemblance ». Ce dernier est très utilisé dans les classifications
supervisées et est considéré comme le plus performant des algorithmes dans la production des
cartes thématiques dans le domaine de l’occupation du sol (Bonn et Rochon, 1992 in Kangah,
2006).
L’évaluation de la classification a été effectuée à partir de la matrice de confusion qui
permet d’obtenir les précisions du traitement afin de valider le choix des parcelles
d’entraînement. Ce rapport statistique réalisé sur la base des parcelles de contrôles (parcelles
n’ayant pas servi d’entraînement) permet d’évaluer la capacité des images satellitaires à
discriminer les différentes classes de végétation retenues (N’da, 2007). Différents indices
associés aux matrices de confusion ont été analysés (la précision cartographique et la
précision globale du traitement). La diagonale de la matrice de confusion représente les
pourcentages des pixels bien classés. Les valeurs de pourcentage hors de la diagonale sont des
pixels mal classés. En effet, un pixel bien classé peut se définir comme un pixel affecté à une
classe « i » par la classification et qui appartient effectivement à cette classe « i » sur le
terrain. Un pixel mal classé est un pixel affecté à une classe « i » par la classification mais qui
en réalité appartient à un autre thème sur le terrain. La précision cartographique est
l’expression de la validité du traitement ou le pourcentage de pixels bien classés pour un
thème défini. Plus cette valeur se rapproche de 100%, plus le traitement est valide. La
précision globale de la classification traduit le rapport entre le nombre total de pixels bien
classés et le nombre total de pixels dans une image.
Une fois la classification validée par les différents indices de performance ci-dessus,
un filtre médian 3x3, permet de réduire l’hétérogénéité intra classes par élimination des pixels
isolés (Jourda, 2005 ; N’da, 2007).
67
La dynamique de l’occupation du sol a été appréciée par les variations de superficie
entre la situation des éléments d’occupation du sol en général et en particulier le couvert
végétal à partir des différentes images. Compte tenu de la couverture non entière du bassin par
les images MSS (1974), une zone test a été choisie au niveau des différentes images (1974,
1990 et 2000) pour mettre en évidence l’évolution du couvert végétal de 1974 à 2000. Une
analyse diachronique des images couvrant tout le bassin (1990 et 2000) a permis de mieux
apprécier cette dynamique de l’occupation du sol sur l’ensemble du bassin du N’zi.
Aussi, le fonctionnement hydrologique d'un bassin versant dépend-t-il de nombreux
paramètres, variables dans le temps et dans l'espace: les conditions climatiques, les
caractéristiques physiques du bassin, ainsi que l'aménagement et l'occupation des sols. La
diversité et la complexité des processus entrant en jeu à l'échelle du système naturel rendent
toute étude hydrologique difficile, et imposent l'emploi d'outils simplificateurs comme les
modèles hydrologiques pluie-débit. La pertinence des réponses que l’on peut apporter est
conditionnée par celle des modèles dans leur représentation du bassin.
Des conditions prolongées de déficits pluviométriques et hydrométriques associées à
la modification de l’occupation du sol pourraient avoir d’éventuelles incidences sur la relation
pluie-débit. Il est donc question de tenter de mettre en évidence et de caractériser cette
modification. Un des moyens efficaces est la modélisation hydrologique pluie-débit.
4.3. MODÉLISATION HYDROLOGIQUE DE LA RELATION PLUIE-DÉBIT
4.3.1. CHOIX DES ÉCHELLES DE MODÉLISATION
Deux dimensions définissent la modélisation pluie-débit. La première est l’échelle
d’espace. Dans la pratique, notamment pour les transferts d’eau, le niveau d’organisation de
l’espace privilégié est celui du bassin versant, unité d’intégration des transferts hydriques
locaux (Gascuel-Odoux et al., 1994). Pour différentes superficies, allant d’une maille de
quelques mètres carrés au bassin versant de quelques dizaines de milliers de kilomètres carrés,
il existe une littérature très riche qui va de la proposition de divers types de modèles jusqu’à
la critique de ceux-ci (Nascimento, 1995 ; Perrin, 2000 ; Mouelhi, 2003). Au cours de cette
étude, l’échelle d’espace choisie est le bassin versant qui se présente comme la meilleure
échelle dans le contexte de notre étude (Ouédraogo, 2001 ; Ardoin, 2004).
68
La deuxième dimension est l’échelle de temps. Du pas de temps horaire jusqu’au pas
de temps pluriannuel, il existe de nombreux modèles fonctionnant à chaque pas de temps
(Mouelhi, 2003).
Toutes les échelles spatio-temporelles interviennent dans le processus des
précipitations. Mais, les résultats obtenus à une certaine échelle pourraient être faussés par des
mécanismes d’échelle inférieure, ou s’extrapoleraient mal pour expliquer des résultats à une
échelle inférieure. Les pas de temps annuel et mensuel ont été choisis pour cette étude. En
effet, pour les évolutions d’origines anthropiques ou liées à des variations climatiques, les pas
de temps mensuel (Gascuel-Odoux, 1994 ; Ouédraogo, 2001 ; Ardoin, 2004 ; Sighomnou,
2004) et annuel (Javelle, 2001) sont adaptés à de telles études. En outre, l’échelle mensuelle
est l’échelle la plus pertinente pour la planification des projets d’études nationaux ou
transfrontaliers sur les ressources en eau (Ardoin, 2004). Ce choix est un compromis entre la
taille qui est exigée pour représenter la variabilité spatio-temporelle et celle pour laquelle on
dispose de données convenables.
4.3.2. DESCRIPTION DES MODÈLES HYDROLOGIQUES CONCEPTUELS UTILISÉS
La modélisation conceptuelle est beaucoup utilisée ces dernières années dans le
contexte de la modélisation hydrologique de bassins versants, sous l’emprise de la variabilité
climatique et des actions anthropiques (Ouédraogo, 2001 ; Ardoin, 2004 ; Sighomnou, 2004 ;
Le Lay, 2006). Le choix final de modèles repose tout d’abord sur la performance. La
cohérence n’intervient que si les performances des modèles en concurrence pour chaque pas
de temps demeurent très proches (Mouelhi, 2003). Nos choix ont porté sur des modèles
globaux. Ces modèles ont l’avantage d’être peu consommateurs de données (pluie,
évapotranspiration et débit pour le calage) enregistrées par nos réseaux climatologiques. Les
modèles utilisés au pas de temps annuel sont:
- le modèle en «S» mis en place par Mouelhi (2003) ;
- le modèle de Tixeront modifié par Mouelhi (2003).
Ces modèles sont caractérisés par un paramètre libre «a» qui est un coefficient
correctif de l’évapotranspiration potentielle (ETP). En effet, un seul paramètre libre, semble
suffisant pour le pas de temps annuel (Mouelhi, 2003).
Au pas de temps mensuel, le choix a été porté sur le modèle GR2M pour sa
performance et sa robustesse (Ouédraogo, 2001 ; Mouelhi, 2003 ; Ardoin, 2004 ; Soghomnou,
2004).
69
4.3.2.1. Modèle de Tixeront
L’idée de base adoptée par Tixeront (1963) cité par Mouelhi (2003) en proposant son
modèle est l’existence d’une certaine corrélation entre la pluviosité moyenne annuelle et le
ruissellement moyen annuel, ces éléments étant relatifs à d’assez longues périodes
d’observation, une trentaine d’années par exemple (pas de temps pluriannuel). Il estime que
ces corrélations existent quand on a affaire à des bassins aux sols normalement constitués, ni
trop perméables (terrains karstiques ou dunaires), ni trop squelettiques (zones trop arides en
particulier).
Ce modèle après amélioration par Mouelhi (2003) par intégration d’un paramètre de
calage se présente comme suit (équation 10):
Q = ( P 4 + ( aE ) 4 )
1/ 4
− aE
(Eq. 10)
avec:
- Q =lame d’eau annuelle ruisselée (mm) ;
- P= lame d’eau précipitée annuelle (mm) ;
- E=lame d’eau évapotranspirée annuelle (mm) ;
- a= coefficient correctif de l’évapotranspiration potentielle (ETP).
4.3.2.2. Modèle en «S»
Ce modèle a été proposé par Mouelhi (2003). Il comporte, comme le modèle précédent
un paramètre de calage «a». Il se présente comme suit (équation 11):
Q=
P
aE
( )i
∑
P
i =0
(Eq. 11)
n=4
avec:
- Q = lame d’eau annuelle ruisselée (mm) ;
- P= lame d’eau précipitée annuelle (mm) ;
- E= lame d’eau évapotranspirée annuelle (mm) ;
- a= coefficient correctif de l’évapotranspiration potentielle (ETP).
70
4.3.2.3. Modèle pluie-débit à l’échelle de temps mensuelle: GR2M
Les modèles à réservoir semblent adaptés pour décrire le comportement du bassin versant du
N’zi au pas mensuel, l’évolution comportementale pouvant être approchée au travers de
calages successifs sur l’ensemble de la période où les données de pluie et de débit sont
disponibles. Le modèle GR2M est constitué (Mouelhi, 2003):
- d'un réservoir de production qui régit la fonction de production et est caractérisé par sa
capacité maximale ;
- d'un réservoir «eau gravitaire» régissant la fonction de transfert.
Le mode de fonctionnement du modèle GR2M est décrit par la figure 15.
Figure 15: Schéma de fonctionnement du modèle GR2M (Mouelhi, 2003 ; Mouelhi et al.,
2006)
Le modèle GR2M est schématisé par:
- une fraction de la pluie mensuelle qui participe à l’écoulement direct ;
- le niveau d’un réservoir qui représente le stock d’eau et évolue en fonction de la fraction de
pluie
restante
et
de
l’évapotranspiration
potentielle
par
l’intermédiaire
d’une
évapotranspiration réelle ;
- une vidange progressive de ce stock d’eau qui produit l’écoulement retardé.
Ce modèle de bilan d’eau contient deux paramètres à caler (X1 et X2). Le premier
paramètre (X1) représente la capacité maximale du réservoir «sol». Le deuxième paramètre
(X2) représente le paramètre d’échange souterrain au niveau du réservoir «eau gravitaire». En
effet, un nombre de deux paramètres libres dans un modèle conceptuel global est largement
suffisant à l’échelle de temps mensuelle (Mouelhi, 2003).
71
Le fondement mathématique du modèle GR2M se présente comme suit (Mouelhi, 2003):
 P 

En posant ϕ = tanh
 X1 
(Eq. 12)
le niveau S (stock d’eau) dans le réservoir devient S1 sous l’action de la pluie P (opération 1
de la figure 15) et est donné par l’équation 13 :
S1 =
S + X 1ϕ
S
1+ ϕ
X1
(Eq. 13)
Où le paramètre X1, capacité du réservoir, est positif et exprimé en mm.
Il s’ensuit une contribution à l’écoulement P1 (opération 2 de la figure 15) par l’équation
14 : P1 = P + S − S 1
(Eq. 14)
 E 
 , le niveau S1 devient S2 sous l’effet de l'évapotranspiration E
En posant Ψ = tanh
X
 1
(opération 3 de la figure 15) et est exprimé par l’équation 15:
S2 =
S1 (1 − Ψ )

S 
1 + Ψ 1 − 1 
X1 

(Eq. 15)
Le réservoir « sol » se vidange ensuite en une percolation P2 (opération 4 de la figure 15) et
son niveau S, prêt pour les calculs du mois suivant, est alors donné par l’équation 16:
S=
S2
  S 2 

1 + 
  X 1 
(Eq. 16)
1/ 3
P2 = S 2 − S
(Eq. 17)
La pluie totale P3 qui atteint le réservoir de routage (opération 5 de la figure 15) est donnée
par l’équation 18:
P3 = P1 + P2
(Eq. 18)
Le réservoir R, dont le niveau en début du mois est R devient R1 (opération 6 de la figure
15) est donné par l’équation 19 :
72
R1 = R + ( P3 )
(Eq. 19)
L’échange, F (opération 7 de la figure 15), qui agit sur le réservoir R est donnée par
l’équation 20:
F = ( X 2 − 1).R1
(Eq. 20)
Le paramètre X2 est positif et adimensionnel.
Le niveau dans le réservoir devient R2 et son expression est donnée par l’équation 21:
(Eq. 21)
R2 = X2.R1
Le réservoir, de capacité fixée (60 mm dans le cas de la figure 15), se vidange suivant une
fonction quadratique (opération 8 de la figure 15) et le débit est exprimé par l’équation 22:
2
R2
Q=
R2 + 60
(Eq. 22)
4.3.3. FONCTION DE CRITÈRE D’OPTIMISATION
La fonction de critère ou critère numérique est l’objet numérique de référence lors du
calage (automatique ou manuel) d’un modèle. Cette fonction doit tendre vers une valeur
donnée (minimum, maximum ou constante) lorsque les valeurs calculées tendent vers les
valeurs observées.
Il existe différentes formes de fonctions critères (critère de Nash, critère de Fortin,
critère du bilan volumique, etc.).
Le critère d’optimisation le cadre de notre étude est porté sur le critère de Nash.
En effet, plusieurs études comparatives entre différentes formes de critères ont été
effectuées et ont montré que le critère de Nash s’impose comme celui qui, globalement,
permet d’accéder au meilleur calage (Servat et al., 1989 in Mouelhi, 2003 ; Perrin, 2000).
Le critère de Nash est défini comme suit (équation 23):
 ∑ (Q0i − Qci ) 2 

Nash = 100 1 − i
 ∑ (Qi − Qi ) 2 
0
m


i
(Eq. 23)
73
avec:
- Q0i et Qci désignant les débits (mensuels ou annuels) respectivement observés et calculés ;
- Qmi : débit moyen (mensuel ou annuel) observé sur l'ensemble de la période d'observation
sans lacune.
La performance du modèle peut être jugée selon les valeurs prises par le critère de Nash
(Kachroo, 1986 in Koffi et al., 2007):
- Nash ≥ 90% : le modèle est excellent ;
- 80%< Nash < 90% : le modèle est très satisfaisant ;
- 60% < Nash < 80% : le modèle est satisfaisant ;
- Nash <60% : le modèle est mauvais.
Le modèle est considéré comme performant, quand les débits estimés se rapprochent
des débits observés, c’est-à-dire quand la valeur du critère de Nash est proche de 100%. On
peut affirmer qu’un critère de moins de 60% ne donne pas une concordance satisfaisante entre
les hydrogrammes observés et simulés par le modèle. Le Nash n’est pas limité inférieurement
(Berthier, 2005). Ce critère adimensionnel permet de juger de la qualité de l'ajustement et de
faciliter la comparaison des ajustements sur différents bassins dont les écoulements ont des
ordres de grandeur différents.
L’analyse des résultats de simulation est portée sur les performances des modèles au
calage et à la validation. En effet, les performances au calage sont moins révélatrices des
réelles capacités de simulation des modèles. Celles-ci sont mieux exprimées par la validation
(Perrin, 2000).
4.3.4. ÉVALUATION DE LA ROBUSTESSE D’UN MODÈLE
L’une des techniques les plus utilisées, pour évaluer la robustesse d’un modèle dans
des situations les plus proches possibles de celles dans lesquelles il est censé fonctionner, est
la technique du double échantillon.
Cette méthode permet de tester l’adaptabilité des modèles quelle que soit leur
complexité.
Dans le cas où l’on disposerait d’observations se présentant comme des séries
chronologiques (cas des pas de temps mensuel et annuel), il suffira de subdiviser la période
d’observation de chaque bassin versant en sous-périodes, avec calage sur une période et
contrôle sur le reste des observations, tout en veillant à réserver une période de mise en route.
74
Cette tâche est répétée de façon à caler successivement sur toutes les sous-périodes.
La robustesse des différents modèles est évaluée par la différence des valeurs du critère de
Nash en phase de calage et en phase de validation (Klĕmes, 1986 in Perrin, 2000).
4.3.5. BASSINS VERSANTS RETENUS, PÉRIODES D’ÉTUDES ET PRINCIPE DE LA
MODÉLISATION
Les données utilisées pour cette partie de l’étude concernent les pluies mensuelles et
annuelles, les évapotranspirations potentielles (ETP) mensuelles et annuelles (calculées avec
la méthode de Thornthwaite) et les débits mensuels et annuels.
En modélisation pluie-débit, l’ETP est souvent utilisée car, contrairement à
l’évapotranspiration réelle (ETR), son estimation ne nécessite que la connaissance de
paramètres liés à l’atmosphère (Oudin, 2005). Ces paramètres sont plus homogènes à l’échelle
du bassin versant et plus facilement mesurables que des paramètres tels que la nature du sol et
l’état hydrique du sol, dont la connaissance est nécessaire pour estimer l’ETR. Le recours au
concept d’ETP présente l’avantage de simplifier l’impact du climat sur le processus
d’évaporation d’un bassin versant. Cependant, les modèles pluie-débit ont actuellement des
difficultés à prendre en compte de façon pertinente cette variable, ce qui a probablement pour
conséquence directe de limiter leur qualité de simulation des débits (Oudin, 2005). Les
modèles pluie-débit sont peu sensibles à l’entrée d’ETP (Ardoin, 2004). Des formules de
conception fortement différentes conduisent à des performances équivalentes en termes de
simulation de débit (Oudin, 2005). Dans le contexte de la modélisation globale pluie-débit, la
méthode d’extrapolation spatiale de l’ETP ne semble pas affecter les performances de la
simulation (Oudin, 2005). Deux hypothèses ont été avancées pour expliquer ce
comportement.
La première consiste à dire que les modèles pluie-débit ont, de par leur structure, des
difficultés à prendre en compte de façon efficace la donnée ETP. Cette hypothèse est la plus
vraisemblable. La deuxième hypothèse stipule que les formules d’ETP, développées à
l’échelle parcellaire ne sont pas pertinentes à l’échelle du bassin versant (Oudin, 2005).
Au cours de cette étude, nous ne partons pas d’une idée a priori du fonctionnement
physique de la transformation pluie-débit, mais nous partons seulement des données qui
reflètent la réalité d’une manière implicite. La pluviométrie et l’évapotranspiration reflètent
les phénomènes climatologiques. Le débit, mesuré à l’exutoire, révèle le fonctionnement
hydrologique du bassin versant.
75
Ont été retenus pour cette étude, les bassins versants tests du N’zi à N’zianoa, du N’zi
à Dimbokro, du N’zi à Bocanda, du N’zi à M’bahiakro et du N’zi à Fétêkro. Le choix de
plusieurs bassins plutôt qu’un seul permet d’obtenir des résultats moins dépendants des
caractéristiques d’un seul bassin. L’avantage de choisir ces bassins réside dans le fait qu’une
même période d’enregistrement allant de 1961 à 1997 était disponible pour tous ces bassins,
rendant le traitement systématique plus aisé et aussi tenant compte des régimes climatiques et
hydrologiques différents des différents bassins.
En effet, suite à une pluie tombée sur un bassin versant, tout un mécanisme complexe
d’interaction de phénomènes hydrologiques et climatologiques se met en œuvre. Il se traduit
par une circulation, directe ou indirecte, de l’eau à travers le sol ou le sous-sol en passant par
les cours d’eau secondaires, puis principaux et finissant par l’exutoire du bassin versant.
Les unités des différentes variables (pluie, ETP et débit) sont uniformisées et
exprimées en lame d’eau (mm). De ce fait, la diversité entre les valeurs de débit d’un bassin à
un autre sera plus faible et des comparaisons plus aisées pourront être faites. Il a été procédé
aux calages et aux validations sur la période commune de 1961-1997.
L’évaluation des différents modèles utilisés s’appuie sur le principe du split-sample
test qui consiste à faire le calage sur les deux tiers (2/3) de l’échantillon de données
disponibles et faire la validation sur le tiers (1/3) restant et vice versa (Klemeš, 1986 in Perrin,
2000). Il nous semble en effet que ce test est assez robuste pour évaluer les qualités premières
requises pour un modèle (Perrin, 2000). La longueur de la période de calage a été choisie de
façon à permettre une estimation robuste des paramètres, grâce à un jeu de données aussi
riches que possibles. Notre période d’étude (1961-1997) comprend une phase homogène
humide (1961-1972) qui correspond au 1/3 de la série et une phase homogène sèche (19731997) qui correspond au 2/3 de la série.
Pour déterminer les valeurs optimales des paramètres de calage des différents modèles
utilisés, la méthode « pas à pas » a été utilisée (Perrin, 2000). En effet, on fait varier les
valeurs des paramètres de calage selon leur intervalle de définition jusqu’à obtenir la
meilleure performance possible.
Les sources d’erreurs (données, modèle) génèrent des incertitudes sur les débits simulés par
les modèles. Il est donc nécessaire d’estimer ces incertitudes qui permettent d’apprécier aussi
la qualité des résultats obtenus.
76
4.3.6. ÉVALUATION DES INCERTITUDES ASSOCIÉES AUX VALEURS DE DÉBITS
SIMULÉS
La transformation de la pluie en débit à l’échelle du bassin versant est simulée depuis
le début des années 1960 (Perrin, 2000). L’accroissement des capacités de calcul permet
d’accroître la qualité des modèles. Cependant, il est rare de trouver dans la littérature des
résultats de modélisation associés à des intervalles d’erreur (incertitudes), alors que
l’hydrologie est loin d’être une science précise, en raison des incertitudes qui affectent
mesures et modèles (Berthier, 2005). Par conséquent, les résultats sont et resteront toujours
empreints d’une marge d’incertitude. Cette marge a un rôle essentiel dans la communication
de résultats scientifiques. Pour certains, cette valeur qui borne le résultat a autant
d’importance que le résultat lui-même.
Les erreurs sont traditionnellement représentées comme des différences entre débit
observé et débit simulé, comme dans le critère de Nash. Mais, cette représentation n’est plus
acceptable pour une utilisation pratique, car une même erreur absolue peut être mineure pour
une pointe de crue et excessive pour un étiage (Berthier, 2005). Il est donc plus approprié de
calculer les erreurs en faisant le rapport débit observé et débit simulé (Berthier, 2005).
L’expression de l’incertitude associée au débit calculé par un modèle hydrologique est donnée
par l’équation 24:
I=
Qobservé
Qsimulé
(Eq. 24)
Avec :
I=incertitude associée au débit simulé ;
Qobservé=débit observé ;
Qsimulé=débit simulé.
4.3.7. CARACTÉRISATION D’UNE TENDANCE DANS LE COMPORTEMENT
HYDROLOGIQUE DU BASSIN VERSANT
On peut identifier deux grands types de méthodes permettant de détecter les non-stationnarités
(ou les tendances) dans le comportement hydrologique d’un bassin versant (Andréassian,
2002 ; Andréassian et al., 2003):
- les méthodes utilisant un modèle hydrologique fondé sur une représentation explicite des
phénomènes physiques mis en jeu ;
77
- les méthodes fondées sur le principe des bassins versants appariés (bassins réels ou simulés).
Cette dernière méthode constitue la référence pour toutes les études d’impact des opérations
de gestion des bassins versants sur l’hydrologie (Andréassian, 2002). Cependant, il est
difficile de disposer d’un bassin de référence dont l’occupation du sol soit restée la même
pendant toute la durée de l’étude. Le plus souvent, on ne dispose de données de débit et de
pluie que pour un seul bassin versant (le bassin versant modifié).
Il est alors très difficile de juger d’un changement de comportement, dans la mesure où les
périodes « avant changement » et « après changement » diffèrent forcément du point de vue
climatique. Ces observations mettent en évidence la nécessité de l’utilisation d’un modèle
pluie-débit.
Plusieurs méthodologies ont été proposées pour l’utilisation d’un modèle pluie-débit
pour détecter des changements du comportement hydrologique des bassins versants
(Nascimento, 1995 ; Ouédraogo et al., 1998 ; Andréassian, 2002 ; Andréassain et al., 2003 ;
Le Lay, 2006).
Les approches adoptées dans le cadre de cette étude sont liées au coefficient d’écoulement (Le
Lay, 2006), aux résidus de simulation (Ouédraogo et al., 1998 ; Le Lay, 2006), aux
paramètres de calage (Ouédraogo et al., 1998 ; Le Lay, 2006) et aux matrices de simulation
(Andréassian, 2002 ; Andréassian et al., 2003).
Les possibilités de succès dans des études de non stationnarité passent par l’utilisation de
modèles à peu de paramètres qui est une condition nécessaire pour réduire les incertitudes du
calage et garantir au modélisateur une bonne compréhension du comportement du modèle
(Nascimento, 1995).
4.3.7.1. Analyse du coefficient d’écoulement
Il existe de nombreuses variables permettant la caractérisation du comportement
hydrologique d’un bassin versant, sous l’effet conjugué de la variabilité climatique et des
activités anthropiques. Parmi celles-ci, la plus simple est probablement le coefficient
d’écoulement qui traduit le rapport entre la pluie annuelle et le débit moyen annuel (Le Lay,
2006). Les idées sous-jacentes présupposent, tout d’abord que les processus hydrologiques à
l’échelle du bassin versant, sont relativement stationnaires en l’absence de changements dans
l’occupation du sol.
78
Bien entendu, il y a des variations saisonnières dans l’année et des périodes plus
sèches ou plus humides au fil des ans. Ces fluctuations climatiques jouent sur l’état
d’humidité du sol, sur la couverture végétale, sur la porosité du sol et sur les facteurs capables
d’influencer l’hydrologie du bassin.
Néanmoins, on postule que des observations assez longues des processus
hydrologiques peuvent traduire un comportement moyen du bassin à ce sujet, qui est d’autant
plus représentatif qu’il est supposé stationnaire. Les conditions physiques en question sont
généralement la pédologie (texture du sol), le relief, la végétation (degré de couverture ou
types physionomiques d’occupation du sol), les techniques culturales et le mode
d’aménagement, les conditions d’humidité du sol antérieures à la pluie considérée, etc. De
toutes ces conditions, les plus variables sont la couverture végétale et les conditions
d’humidité du sol (Nonguierma et Dautrebande, 1992).
Le coefficient d’écoulement (Kr) traduit le rendement du bassin versant au cours des
années. Il est exprimé par l’équation 25:
Kr =
Q
P
(Eq. 25)
avec :
- Q=lame d’eau ruisselée (mm) ;
- P=pluie (mm).
Ensuite, tenant compte de la forte corrélation entre pluie moyenne et coefficient
d’écoulement (Consuegra, 1992 ; Le Lay, 2006), le coefficient d’écoulement a été simulé
d’après l’équation 26:
Kr* = aP+b
(Eq. 26)
Avec a la pente de la droite et b l’ordonnée à l’origine.
Enfin, le comportement des résidus du coefficient d’écoulement a été étudié. Il est
exprimé par l’équation 27:
Res(Kr) = Kr-Kr*
(Eq. 27)
4.3.7.2. Approche des résidus de simulation et paramètres de calage
L’approche de la caractérisation de la relation pluie-débit par l’analyse des résidus de
simulation et des paramètres de calage a consisté en l’application de la procédure de calage
par des glissements successifs sur des périodes de 5 ans sur la période d’étude suivie de
l’analyse des résidus de modélisation et des paramètres de calage.
79
Elle se présente comme suit :
1- fractionnement de la période totale d’enregistrement en n sous-périodes ;
2- calage du modèle sur chacune des sous-périodes ;
3- analyse graphique et statistique des résultats de calage. En effet, l’échantillon des n
vecteurs de paramètres est considéré comme une population statistique.
L’explication
des
paramètres
d’un
modèle
conceptuel
par
des
variables
géomorphologiques du bassin versant est une condition essentielle pour le transfert
interbassin d’un modèle, quand un bassin n’est pas jaugé. L’explication de non stationnarité
dans des séries hydrologiques, notamment des débits, est une exigence pour l’utilisation du
modèle dans la prévision des effets anthropiques et climatiques conjugués sur les variables du
cycle hydrologique et dans le cas de notre étude, sur la relation pluie-débit, c’est-à-dire le
comportement hydrologique du bassin à la suite des précipitations. Affirmer que les
paramètres des modèles sont indépendants des variables de forçage équivaut à dire qu’ils
représentent dans les modèles seulement des caractéristiques physiques du bassin versant, tels
que les types de sol, la couverture végétale, l’occupation du sol et des variables
géomorphologiques.
Cependant, la morphologie, la couverture végétale, les types de sol, etc., ne sont pas
indépendants de l’histoire du bassin versant, et en particulier, ne sont pas indépendants du
climat de la région où se trouve le bassin. On doit nuancer cette hypothèse, en ajoutant que
des variables associées à des caractéristiques générales de climat, telles que les modules
pluriannuels de précipitation, peuvent être corrélés à certains paramètres du modèle
(Nascimento, 1995).
4.3.7.3. Approche de la simulation croisée et test de permutation
La série d’étude est découpée en des sous-séries indépendantes de 5 ans chacune. La
méthode proposée part du principe que le calage permet de caractériser le comportement
hydrologique du modèle sur la période de calage. En appliquant ensuite le modèle calé sur
toutes les autres sous-périodes, c’est-à-dire en gardant les mêmes paramètres, on obtient
l’écoulement qu’aurait donné le bassin s’il était resté dans les conditions de la période de
calage. En renouvelant cette opération après chaque contrôle, une matrice de tendance est
déterminée. Sur cette matrice, un test de permutation est appliqué, afin de détecter
statistiquement, s’il y a une tendance ou non. Dans cette étude, la variable cible considérée est
le débit moyen annuel.
80
Dans la matrice de simulation, chaque valeur est remplacée par un signe, traduisant
une évolution croissante ou décroissante du débit moyen annuel. A cet effet, chaque valeur du
tableau est remplacée par un «+» ou un «-», suivant que les valeurs sont supérieures ou
inférieures à la valeur de la diagonale. La valeur située sur la diagonale représente pour
chaque ligne la meilleure référence, dans la mesure où il s’agit de la valeur la plus proche de
la valeur réellement observée (car prédite par le modèle calé sur la période en question). La
comparaison s’effectue ligne par ligne, car il est nécessaire de se placer dans des conditions
d’égale pluviométrie. Si les «+» sont majoritaires, cela signifie que la variable hydrologique
simulée dans le tableau a tendance à croître avec le temps, si les «-» sont majoritaires, cela
signifie que la variable hydrologique simulée a tendance à décroître avec le temps.
Un test statistique basé sur la permutation permet d’explorer les résultats des
simulations croisées. Un paramètre statistique S défini par Andréassian et al. (2003) est
exprimé par l’équation 28:
n
 i −1
S = ∑  ∑ (qii − qij ) +
i =1  j =1
n
∑ (q
j = i +1
ij

− qii ) 

(Eq. 28)
avec :
- n=la taille de la matrice ;
- qii=le débit annuel de la diagonale (ligne i et colonne i) ;
- qij=le débit annuel de la ligne i et de la colonne j.
S peut être interprété comme suit: une matrice montrant une tendance décroissante
aura, dans chaque rangée i, tout le qij principalement rangé par ordre décroissant. Ainsi, S
sera négatif et de grande valeur absolue. Symétriquement, pour une matrice montrant une
tendance d'augmentation, S sera grand et positif. En l'absence d'une tendance, la valeur
absolue de S sera basse.
En Afrique de l’Ouest en général et en Côte d’Ivoire en particulier, les eaux
souterraines sont de plus en plus sollicitées pour la satisfaction de besoins divers
(alimentation en eau des populations et du cheptel, agriculture, agro-industrie). Or, nous
assistons à une variabilité climatique en Afrique de l’Ouest, depuis plus de trois décennies. Il
est nécessaire d’évaluer l’impact de cette variabilité sur les potentiels de recharge des nappes
sur le bassin du N’zi.
81
4.3.8. ÉVALUATION DE LA LAME D’EAU INFILTRÉE
4.3.8.1. Mécanismes de recharge des nappes
Le flux de percolation d’eau qui parvient à la nappe et qui représente ainsi un apport
additionnel à sa réserve constitue ce qu’on appelle la recharge de cette nappe (Kingumbi,
2006). Elle peut s’accomplir verticalement ou latéralement à partir d’un autre système
aquifère. Elle peut également se faire de façon artificielle ou naturelle. Les mécanismes
régissant la recharge naturelle des nappes peuvent être décrits comme suit (Simmers, 1997 in
Kingumbi, 2006) :
- la recharge par percolation verticale des précipitations à travers la zone non saturée, appelée
recharge directe ;
- la recharge à partir d’une accumulation d’eau dans les dépressions de surface appelée
recharge intermédiaire ou localisée ;
- et la recharge par percolation de l’eau à travers les lits des cours d’eau appelée recharge
indirecte.
Cette description qui peut apparaître très simpliste, ne reflète pas toute la complexité
des mécanismes de recharge qui peuvent accourir simultanément. La recharge artificielle se
fait au niveau des ouvrages de recharge qui peuvent être soit des ouvrages d’épandages (puits,
bassins d’infiltration, anciennes carrières), soit des puits d’injection directe. L’hypothèse
avancée, au cours de cette étude, est que les nappes du bassin du N’zi s’alimentent
principalement par des eaux d’infiltration, qui surviennent pendant les gros évènements
pluvieux. En effet, la recharge d’un aquifère par la précipitation est contrôlée par le processus
complexe de l’infiltration, de l’écoulement dans la zone non saturée et du phénomène de
l’évapotranspiration (Yasser, 2001).
4.3.8.2. Méthode du bilan hydrologique
Le besoin de déterminer quantitativement la recharge des nappes, devenu de plus en
plus pressant, de nombreuses méthodes ont été proposées et testées. Des approches
hydrodynamiques, géochimiques, hydrologiques et les modèles mathématiques ont été
utilisés. Il est certainement difficile d’obtenir une formule efficace et rapide pour déterminer à
quel taux de précipitations une eau peut s’infiltrer dans le sol et percoler en profondeur pour
recharger les nappes souterraines.
82
Ceci dépend fortement de la distribution des précipitations et des conditions
climatiques, hydrauliques et pédologiques.
La méthode du bilan hydrologique est la méthode la plus utilisée (Dieng et al., 1991).
Le bilan hydrologique consiste à évaluer les flux d’entrée et les flux de sortie d’un système.
Ce bilan est défini dans l'espace et dans le temps. Il est l’outil indispensable qui permet
l’analyse du cycle global de l’eau.
Il est admis que les précipitations qui tombent dans une région donnée sont partagées
entre l’évapotranspiration, l’écoulement de surface et la recharge des nappes souterraines, de
sorte que l’équation du bilan hydrologique s’exprime par l’équation 29:
I = P − ( ETR + R ) + ∆S
(Eq. 29)
avec:
- I: lame d’eau infiltrée (mm) ;
- P: pluviométrie (mm) ;
- ETR: évapotranspiration réelle (mm) ;
- R: lame d’eau écoulée à l’exutoire du bassin versant (mm) ;
- ∆S : variation du stock d’eau. A l’échelle du cycle hydrologique annuel les variations de
stock s’annulent sur un grand bassin (Mahé et al., 1998).
Le schéma conceptuel du bilan hydrologique suppose que la zone non saturée est
divisée en deux parties :
- une zone d’échange (sol-plantes-atmosphère), d’épaisseur relativement faible
(généralement moins d’un mètre) et d’humidité très variable ;
- une zone de transfert, d’humidité peu variable et au moins égale à celle
correspondant à la capacité au champ.
Dans le fonctionnement de ce système, la pluie P satisfait préférentiellement les besoins
suivants:
- l’évapotranspiration réelle ETR. En effet, l’estimation de la recharge par la méthode du
bilan hydrologique en zone de socle, comme c’est le cas dans cette étude, est soumise à des
erreurs liées aux difficultés de quantification de l’évapotranspiration (Baba, 2005) ;
-
la reconstitution de l’humidité de la zone d’échange jusqu’à la capacité au champ. Le
volume d’eau correspondant appelé réserve utile du sol (RU) doit satisfaire
l’évaporation en période de non apport.
83
Après satisfaction de ces deux premiers besoins, l’excédent éventuel d’apport constitue :
- l’infiltration qui traverse la zone de transfert pour atteindre la nappe ;
- le ruissellement.
Cette approche peut donner une estimation de la recharge, mais elle pose le problème de
l’estimation de l’ETR.
Dans le cas de cette étude, la détermination de l’ETR est basée sur la modélisation de la
relation pluie-débit par le modèle GR2M qui est un modèle à réservoir et surtout un modèle
de bilan.
L’expression de l’ETR est donnée par la relation suivante (équation 30):
ETR=S1-S2
(Eq. 30).
4.4. CONCLUSION PARTIELLE
Des
méthodes
statistiques
de
détection
de
ruptures
au
sein
de
séries
hydrométéorologiques (test de Pettitt, méthode de segmentation de Hubert), d’évaluation des
déficits hydroclimatiques, de calcul des indices hydroclimatiques ainsi que des outils
d’interpolation et de cartographie ont permis l’étude de la variabilité pluviométrique dans le
temps et dans l’espace. La caractérisation hydrologique du bassin du N’zi a également
nécessité l’usage des méthodes précédentes. L’application de la loi de Maillet dans l’approche
dichotomique, a permis l’étude du tarissement et du volume mobilisé par les aquifères. La
classification thématique à partir des images à haute résolution spatiale a été utilisée pour
mettre en évidence la dynamique de l’occupation du sol sur le bassin versant du N’zi.
Trois approches ont été utilisées pour mettre en évidence une éventuelle modification
de la relation pluie-débit.
La première (analyse du coefficient d’écoulement) est basée sur un modèle linéaire ;
tandis que les deux autres (approche des résidus de simulation et paramètres de calage et
approche de la simulation croisée et test de permutation) sont basées sur des modèles
hydrologiques conceptuels. Dans le cas de notre étude, trois modèles conceptuels ont été
choisis (modèle en «S», modèle de Tixeront et modèle GR2M). Ces modèles sont globaux,
simples et faciles à mettre en œuvre. L’impact de l’éventuelle modification de la relation
pluie-débit sur la recharge des nappes a été mis en évidence à partir de la méthode du bilan
hydrologique basée sur le modèle GR2M.
La mise en œuvre de toutes les méthodes présentées a permis d’obtenir plusieurs
résultats. L’exploitation de ces résultats fait l’objet de la troisième partie du mémoire.
84
TROISIÈME PARTIE:
RÉSULTATS ET
DISCUSSION
85
CHAPITRE 5 :
VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE ET
DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU
SOL DANS LE BASSIN VERSANT DU
N’ZI (BANDAMA)
86
Ce chapitre présente les résultats de l’étude des variations des conditions hydroclimatiques et
physiographiques dans le bassin versant du N’zi (Bandama).
5.1.
INTERPRÉTATIONS
DES
RÉSULTATS
SUR
LA
VARIABILITÉ
HYDROCLIMATIQUE ET LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL
5.1.1. VARIABILITÉ INTERANNUELLE DES PRÉCIPITATIONS
5.1.1.1. Variabilité temporelle des pluies annuelles
Les résultats des tests de détection de rupture (test de Pettitt et procédure de la
segmentation) appliqués aux séries pluviométriques annuelles de la période 1951-2004 sont
consignés dans le tableau IX.
Tableau IX: Résultats des tests de rupture (1951-2004)
Test de Pettitt
Stations
Tafiré
Rupture
Procédure de Segmentation
Probabilité
Absence de rupture
Rupture
1968
Niakara
1968
5.10-2
1968
Katiola
1980
3,94.10-2
1968
Bouaké
1972
2,28.10-2
1972
Dabakala
1971
1,48.10-3
1968 ; 1983
M’bahiakro
1975
2,58.10-2
1974
Tiébissou
Absence de rupture
1969
Bocanda
Absence de rupture
1971
Daoukro
Absence de rupture
Absence de rupture
Bongouanou
Dimbokro
Tiassalé
Absence de rupture
Absence de rupture
1974
7,88.10-2
Absence de rupture
1968
1969
Ces résultats montrent que les séries pluviométriques analysées présentent des ruptures
comprises majoritairement entre 1968 et 1972.
87
Cependant, des ruptures ont été identifiées en 1980 et 1983. Dans le cas du test de
Pettitt, les ruptures identifiées ont des seuils de confiance de 90%. Les ruptures décelées
correspondent à une baisse significative de la moyenne des précipitations au cours du 20ème
siècle en général et en particulier depuis la fin de la décennie 60 et le début de la décennie 70.
Cette baisse s’est amplifiée au cours de l’année 1983. Ces ruptures ont permis de déterminer
les différentes périodes de fluctuations pluviométriques du bassin versant du N'zi.
On peut définir globalement une période humide (pluviométrie excédentaire) avant
l’année 1970 et une période sèche (pluviométrie déficitaire) après cette date. Cette sécheresse
semble avoir touché d’abord le Nord et le Centre du bassin (1968) avant d’atteindre
finalement le Sud (1969). La longue période sèche amorcée depuis les années 1970 persiste
jusqu’à nos jours. Les ruptures sont observées au sein des séries avec des niveaux de
signification qui varient d'une série à une autre. Selon le test de Pettitt, des ruptures très
significatives (seuil d'erreur <1%) ont été détectées au niveau des stations de Dabakala et
Dimbokro en 1968. Des ruptures significatives (1% < seuil d'erreur <5%) sont détectées au
niveau des séries de Niakaramandougou (1968), Katiola (1980), Bouaké (1972) et Tiassalé
(1969). Les ruptures identifiées sont concentrées généralement entre 1968 et 1970.
En cas de rupture dans les séries chronologiques, les déficits pluviométriques de part
et d’autre ont été calculés. En absence de rupture, l’année de référence choisie est l’année
1970. Les différents résultats obtenus fluctuent entre 13% (Tiassalé) et 24% (Dabakala) avec
une moyenne de 15% (tableau X).
Tableau X: Déficits pluviométriques des stations du bassin (1951-2004)
Stations
Tafiré
Niakara
Katiola
Dabakala
Bouaké
M’bahiakro
Tiébissou
Bocanda
Daoukro
Bongouanou
Dimbokro
Tiassalé
Référence
1968
1968
1968
1968
1972
1970
1969
1971
1970
1970
1968
1969
Avant la rupture
Moyenne Ecart-type
1216
1256
1246
1250
1279
1166
1214
1203
1237
1251
1254
1353
295
229
311
230
227
267
254
226
209
294
254
269
88
Après la rupture
Moyenne Ecart-type
1012
1054
1025
944
1098
1014
1037
1030
1068
1072
1079
1174
201
188
210
233
169
206
131
141
159
221
127
226
Déficit en %
17
16
18
24
14
13
15
14
14
14
14
13
Les stations du Nord du bassin (Tafiré, Niakaramandougou, Katiola et Dabakala)
enregistrent les déficits pluviométriques les plus importants (tableau X). Les plus faibles
valeurs sont enregistrées au niveau du Sud. Une particularité est observée au niveau de la
station de M’bahiakro où le déficit enregistré est égal à celui déterminé à Tiassalé.
Pourtant, les deux stations sont situées dans des régimes climatiques différents. La
station de Tiébissou a enregistré, quant à elle, un déficit pluviométrique supérieur à ceux de
Bouaké et M’bahiakro. L’ensemble des résultats confirment que la pluviométrie moyenne a
diminué après 1970 sur l’ensemble du bassin du N’zi et ces récessions pluviométriques
subies, ont été beaucoup ressenties dans le Nord que toute autre partie du bassin versant.
Les résultats de ces analyses basées uniquement sur la période allant de 1951 à 2004
méritent d'être complétés par des analyses similaires sur une période plus longue (1923-2004)
à partir des séries pluviométriques choisies parmi les 12 postes pluviométriques.
L’application du test de Pettitt et de la procédure de segmentation aux séries
chronologiques des stations de Dabakala, Bouaké, Dimbokro et Tiassalé sur la période 19232004 a permis de confirmer la baisse des précipitations depuis les années 1970. Elle confirme
par ailleurs l’amplification du phénomène au cours de la décennie 1980. En outre, une rupture
a été détectée en 1938 (tableau XI et figure 16). Cette rupture traduit une reprise des
précipitations, suite à une baisse relative de celles-ci au cours de la décennie 1930. En effet,
l’idée d’une diminution de la pluviométrie au cours des décennies 1970 et 1980 viendrait du
fait que la situation actuelle (1971-2004) fait suite à deux décennies humides (1951-1970).
Tableau XI: Résultats des tests de rupture (1923-2004)
Test de Pettitt
Stations
Segmentation
Rupture
Probabilité
Rupture
Bouaké
1972
-2
2,28.10 (95%)
1972
Dabakala
1968
1,17.10-4 (99%)
1968 ; 1983
Dimbokro
1968
9,13.10-3 (99%)
1938
Tiassalé
1969
2,35.10-2 (95%)
Absence de rupture
Les représentations graphiques des indices annuels, au niveau des stations disposant
des données de longues périodes d’observation (Dabakala, Bouaké, Dimbokro et Tiassalé) sur
la période 1923-2004, ont permis de situer la variabilité climatique au-delà des tests de
rupture.
89
a)
b)
Figure 16: Test de Pettitt appliqué aux séries pluviométriques annuelles (1923-2004) :
a- Dabakala ; b- Dimbokro
En effet, les différents tests ont permis d’identifier des périodes homogènes qui
donnent les tendances générales dans le comportement pluviométrique du bassin versant du
N’zi. Les fluctuations pluviométriques interannuelles ont été analysées à partir donc de ces
indices. Les résultats obtenus sont présentés dans le sens Nord-Sud.
Dans le Nord du bassin, il est défini à partir de la station de Dabakala, une période
humide entre 1923 et 1938 avec une moyenne interannuelle de 1223 mm et un écart-type de
128 mm (figure 17). Une période normale entre 1939 et 1968 a été observée. Cette période a
une moyenne pluviométrique interannuelle estimée à 1181 mm et un écart-type de 234 mm,
avec deux périodes de tendance excédentaire (1951-1957 et 1962-1966).
Une période sèche est observée de 1969 à 2004, avec une moyenne interannuelle de
944 mm et un écart-type de 233 mm, comportant une période de sécheresse très marquée
entre 1981 et 1983.
90
Cette période tranche avec la période antérieure dont la tendance est peu affirmée.
Figure 17: Indices pluviométriques annuels à la station de Dabakala (1923-2004).
Dans le Centre du bassin, l’étude menée à la station de Bouaké a permis d’observer
plusieurs tendances (figure 18). D’abord, une période humide entre 1923 et 1951 caractérisée
par une moyenne interannuelle de 1205 mm et un écart-type de 209 mm est mise en évidence.
Elle est succédée par une période normale allant de 1952 à 1968, avec une pluviométrie
moyenne de 1151 mm et un écart-type de 244 mm.
Figure 18: Indices pluviométriques annuels à la station de Bouaké (1923-2004).
La dernière phase est caractérisée par une période sèche allant de 1969 à 2004 avec
une pluviométrie moyenne de 1058 mm et un écart-type de 168 mm.
Dans le Sud du bassin, la station de Dimbokro a permis de définir globalement (figure
19):
91
- une période humide entre 1923 et 1945, caractérisée par une moyenne interannuelle de 1265
mm et un écart-type de 225 mm ;
- une période normale allant de 1946 à 1968, avec une pluviométrie moyenne de 1180 mm et
un écart-type de 280 mm ;
- une période sèche allant de 1969 à 2004, caractérisée par une moyenne interannuelle de
1074 mm et un écart-type de 128 mm.
Figure 19: Indices pluviométriques annuels à la station de Dimbokro (1923-2004).
Une analyse générale des différents graphiques (figures 17, 18 et 19) montre que la
période 1968-2004 est dominée par des années déficitaires. Cette période succède à une phase
transitoire (normale) qui se situe entre 1940 et 1968. Le début du 20ème siècle est marqué par
des années excédentaires au niveau du bassin du N’zi.
Les variations des régimes pluviométriques révèlent donc des irrégularités sur
l’ensemble du bassin. Ces résultats permettent de conclure que pendant la période 1923-2004,
une période globalement humide est observée avant 1970. La sécheresse actuelle a été
amorcée depuis les années 1970 et persiste jusqu’à nos jours. L’étude des variations
pluviométriques révèle un certain nombre de particularités locales dues à la climatologie
locale. Une spatialisation de cette variabilité s’avère donc nécessaire.
5.1.1.2. Variabilité spatio-temporelle des précipitations
L’analyse de la variabilité spatio-temporelle des indices pluviométriques annuels au
cours des différentes décennies, de 1951 à 2000, a permis de situer le bassin versant du N’zi
dans son contexte spatio-temporel (figure 20).
92
a) 1951-1960
b) 1961-1970
c)1971-1980
d)1981-1990
e)1991-2000
Figure 20: Indices pluviométriques annuels du bassin du N’zi (1951-2000)
93
Les
résultats
obtenus
montrent
une
répartition
hétérogène
des
intensités
pluviométriques sur l'ensemble du bassin. Les décennies 1951-1960 et 1961-1970 sont
excédentaires. La décennie 1971-1980 se distingue par une alternance de zones excédentaires
et déficitaires. Les deux dernières décennies (1981-1990 et 1991-2000) apparaissent comme
déficitaires. Le front déficitaire a pris donc une ascendance sur les fronts pluvieux au cours
des 3 dernières décennies. Les zones les plus intensément touchées par cette baisse des
précipitations se situent principalement au Nord et au centre du bassin. Le même phénomène
est observé dans le Sud du bassin, mais avec une moindre ampleur. La dernière décennie
(1991-2000) semble annoncer une tendance à un retour des précipitations, avec la réduction
du champ des forts déficits.
La cartographie des indices pluviométriques du bassin du N’zi a permis de mettre en
évidence la tendance générale à la baisse de la pluviométrie à partir de la décennie 1961-1970
et aggravée au cours des décennies suivantes. Cependant, l’ensemble du bassin n’a pas été
touché de la même manière compte tenu de l’influence des climats locaux (climat tropical
humide au Nord, climat de tendance équatoriale dans le Sud et l’influence des deux types de
climat dans le centre du bassin).
Le bassin versant du N’zi connaît une variabilité des régimes pluviométriques
interannuels au plan temporel et spatio-temporel. Cette variabilité pourrait résulter de
manifestations pluviométriques à des échelles de temps plus petites. D’où l’intérêt que revêt
l’étude de la variabilité intra-annuelle.
5.1.2. VARIATIONS MENSUELLES ET SAISONNIÈRES DES PRÉCIPITATIONS
5.1.2.1. Variabilité saisonnière des précipitations
Les moyennes mensuelles ont été calculées sur les différentes décennies de la période
1951-2000. Les mois des saisons pluvieuses ont été séparés de ceux des saisons sèches, afin
de mieux percevoir les variations.
Pendant la période 1951-2000, l’analyse des variations de la pluviométrie moyenne
mensuelle montre que la variabilité pluviométrique se manifeste par une modification
importante de la pluviométrie mensuelle. Presque tous les mois de l’année connaissent un
changement de leur pluviométrie depuis la décennie 1971-1980. La décennie 1951-1960 a été
la plus humide pour l’ensemble des stations d’étude. Les décennies 1961-1970 et 1971-1980
ont été déficitaires par rapport à la période de référence (1951-1960) sur l’ensemble du bassin.
94
Au cours des mois pluvieux de la région nord (climat soudanais), caractérisée par deux
saisons (figure 21), une baisse sensible de la pluviométrie est observée durant les mois d’avril,
mai, juin voire août. Une baisse plus forte de la pluviométrie est mise en évidence en
septembre et octobre.
Cependant, une hausse de la pluviométrie au niveau du mois de juillet est constatée.
Les mois de septembre et octobre sont donc les mois les plus affectés par la diminution des
précipitations au niveau des mois pluvieux. En outre, la persistance de ce phénomène est
beaucoup plus nette durant le mois de septembre que pendant toute autre période de la saison
des pluies. Pour les mois de la saison sèche, on observe des pluies de plus en plus faibles
depuis la décennie 1951-1960 jusqu’à celle de 1991-2000 (figure 21).
a)
300
P
luie(m
m
)
250
Avril
Mai
Juin
Juillet
Août
Septembre
Octobre
200
150
100
50
0
1951-1960
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
Décennies
b)
P
luie(m
m
)
150
100
Novembre
Décembre
Janvier
Février
Mars
50
0
1951-1960
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
Décennies
Figure 21: Variations de la pluviométrie à Tafiré (1951-2000) :
a- au cours de la saison pluvieuse ; b- au cours de la saison sèche
Dans les parties centrale et sud du bassin, caractérisées par des climats à 4 saisons où
coexistent deux types de climat à savoir le climat tropical humide et le climat subéquatorial,
les mois de la grande saison des pluies (mars à juin) et ceux de la petite saison pluvieuse
(septembre, octobre voire novembre) connaissent une baisse sensible de la pluviométrie
(figure 22).
95
Les mois de mars (début de la grande saison des pluies) et d’octobre (fin de la petite
saison des pluies) semblent être très affectés par la récession pluviométrique.
a)
250
Pluie(m
m
)
200
150
Mars
Avril
Mai
Juin
100
50
0
1951-1960
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
Décennies
b)
Pluie(m
m
)
150
100
Septembre
Octobre
Novembre
50
0
1951-1960
1961-1970
1971-1980
Décennies
1981-1990
1991-2000
Figure 22: Variations de la pluviométrie à Dimbokro (1951-2000) :
a- mois de la grande saison pluvieuse ; b- mois de la petite saison pluvieuse
En effet, la pluviométrie enregistrée au cours des saisons pluvieuses a
considérablement varié au cours des dernières décennies, tout en observant une baisse de
manière globale. Cette fluctuation semble plus marquée au cours de la décennie 1981-1990.
L’étude réalisée sur les pluies en saisons sèches montre que si leur distribution dans le
temps semble ne pas trop varier, les hauteurs précipitées correspondantes ont fortement
diminué. Les mois de la grande saison sèche (novembre à février) (figure 23a) sont plus
touchés par la baisse de la pluviométrie que ceux de la petite saison sèche (juillet et août)
(figure 23b). Cependant, le mois d’août n’est pas touché en général et semble par moment
afficher une hausse de sa pluviométrie par rapport à la décennie la plus pluvieuse (1951-1960)
de la période d’étude (1951-2000).
96
a)
60
P
luie(m
m
)
50
40
Novembre
Décembre
Janvier
Février
30
20
10
0
1951-1960
b)
1961-1970
1971-1980
Décennies
1981-1990
1991-2000
140
130
120
110
P
lu
ie(m
m
)
100
90
80
Juillet
Août
70
60
50
40
30
20
10
0
1951-1960
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
Décennies
Figure 23: Variations de la pluviométrie mensuelle à M’bahiakro (1951-2000) :
a- grande saison sèche ; b- petite saison sèche
Une réduction généralisée de la pluviométrie mensuelle et en particulier pendant les
mois de transition est mise en évidence. En effet, la saison sèche peut aller au-delà des mois
habituellement secs pour affecter les mois de l’inter-saison. Ce fait engendre un début tardif et
un arrêt précoce de la saison des pluies, ce qui engendre une réduction de la saison pluvieuse
et un prolongement de la saison sèche. Le phénomène de sécheresse touche de manière
différente tous les mois de l’année. Cette variabilité saisonnière de la pluviométrie a, bien
entendu, des conséquences importantes sur les cultures pluviales.
Une analyse du comportement des saisons pluvieuses selon la variabilité de leur début
et de leur fin permettrait de mieux apprécier la variabilité saisonnière de la pluviométrie.
5.1.2.2. Variabilité du début et de la fin des saisons des pluies
L’analyse des dates de début et de fin de saison des pluies dans les zones à une saison
pluvieuse (climat soudanais) comme à deux saisons des pluies dans le centre et le Nord du
bassin du N’zi (climat tropical humide et climat subéquatorial), montre que l’une de ces
saisons, voire les deux, a (ont), une durée plus courte qu’auparavant.
97
Les figures 24 et 25 donnent les caractéristiques des stations de Tafiré et de Dimbokro
durant les périodes humides (1951-1970) et sèches (1971-2000). Un retard est observé dans
l’arrivée des précipitations. La longueur moyenne de la saison des pluies a diminué du Sud
vers le Nord. A Tafiré, le nombre de jours pluvieux est passé de 50 pentades (250 jours) à 48
pentades (240 jours), soit une réduction moyenne de 2 pentades (10 jours) (figure 24).
a)
Pourcentage jours pluvieux
Pourcentage jours secs
110
100
90
Pourcentage (%)
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58
Pentades (jours)
b)
Pourcentage jours pluvieux
Pourcentage jours secs
110
100
90
Pourcentage (%)
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58
Pentades (jours)
Figure 24: Variabilité du début et de la fin de la saison des pluies à la station de Tafiré:
a- période 1951-1970 ; b- période 1971-2000
La période précédent la pleine saison des pluies, définie comme la période au cours de
laquelle chaque pentade est marquée par une absence de jours secs, est prolongée de 4
pentades (20 jours). La pleine saison des pluies est donc réduite et s’arrête de façon brutale.
98
A Dimbokro, à l’instar des régions à 4 saisons climatiques, la grande saison des pluies
est passée de 28 pentades (140 jours) à 21 pentades (105 jours), soit une réduction de 35 jours
(figure 25). La petite saison pluvieuse est perturbée et à peine décelable. Cette perturbation se
manifeste par une tendance à la disparition de celle-ci. En effet, la petite saison des pluies a
été réduite de 2 pentades (10 jours).
a)
Pourcentage de jours de pluie
Pourcentage de jours secs
110
100
Pourcentage (%)
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58
Pentades (jours)
b)
Pourcentage jours pluvieux
Pourcentage jours secs
110
100
Pourcentage (%)
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58
Pentades (jours)
Figure 25: Variabilité du début et de la fin de la saison des pluies à la station de
Dimbokro : a- période 1951-1970 ; b- période 1971-2000
Ces différents résultats montrent que les régimes climatiques saisonniers ont été
fortement perturbés au cours de ces dernières décennies suite au phénomène de variabilité
climatique.
99
La variabilité spatio-temporelle de la pluviométrie interannuelle et saisonnière et la
perturbation dans l’arrivée et le départ des saisons pluvieuses ont-elles engendré un
changement des régimes climatiques saisonniers?
5.1.2.3. Variabilité pluviométrique et régimes climatiques
La période 1951-1980 commence par une décennie (1951-1960) très arrosée en
général, suivie d’une décennie normale (1961-1970) et se termine par une décennie sèche
(1971-1980). La période 1961-1990 est caractérisée par l’existence de deux décennies sèches
(1971-1990). La dernière période trentenaire est 1971-2000. Cette période a la particularité de
contenir les séquences de sécheresse intense de la période 1968-1972 et 1982-1983. Les
pluies moyennes mensuelles ont baissé d’amplitude, mais les régimes pluviométriques
saisonniers n’ont pas changé (figure 26).
Le bassin versant du N’zi connaît une variabilité pluviométrique à l’échelle mensuelle
et saisonnière. Cette variabilité affecte la durée des saisons au cours de l’année. Cependant,
les régimes climatiques n’ont pas changé.
La variabilité pluviométrique se manifeste aux échelles annuelle, saisonnière et
mensuelle. La question est maintenant de savoir comment se manifeste ce phénomène au
niveau de la fréquence des jours pluvieux.
5.1.3. ANALYSE STATISTIQUE DES JOURS PLUVIEUX
5.1.3.1. Analyse comparative des classes de hauteurs pluviométriques
L’importance en terme de pluviométrie de chaque classe de pluie est consignée dans le
tableau XII. Les P2 et P3 sont les classes de pluie qui constituent l’essentiel de la pluviométrie
au niveau du bassin versant. Cependant, les P2 apportent une pluviométrie supérieure à celle
des P3. Les P3 apportent une pluviométrie supérieure à celle de la classe P4. Les P1 ont les
pourcentages de précipitation les plus faibles (P2>P3>P4>P1). Cependant, aux stations de
Bocanda et Dimbokro les P4 sont inférieures aux P1.
100
a)
b)
200
1951-1980
1961-1990
1971-2000
Pluie (mm)
150
100
50
N
ov
em
br
e
D
éc
em
br
e
O
ct
ob
re
S
ep
te
m
br
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Ju
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M
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A
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M
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Fé
vr
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r
Ja
nv
ie
r
0
Mois
c)
250
1951-1980
1961-1990
1971-2000
Pluie (mm)
200
150
100
50
O
ct
ob
re
N
ov
em
br
e
D
éc
em
br
e
A
oû
t
S
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et
Ju
in
M
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A
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il
M
ar
s
Fé
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r
Ja
nv
ie
r
0
Mois
Figure 26: Normales pluviométriques des périodes 1951-1980, 1961-1990 et 1971-2000
à : a- Niakaramandougo ; b- Bouaké ; c- Tiassalé.
101
Tableau XII: Pourcentages pluviométriques des classes de pluie (1951-2000)
Station
Tafiré
Niakara
Katiola
Bouaké
Dabakala
M’bahiakro
Tiébissou
Bocanda
Dimbokro
Tiassalé
P1
P2
P3
P4
11,5
43,0
26,7
18,6
14,0
41,6
24,5
19,7
13,8
40,7
25,1
20,2
13,8
40,1
24,8
20,8
12,9
41,1
24,7
21,3
14,6
41,1
25,6
18,6
15,5
42,1
22,5
19,4
18,4
41,6
16,3
17,9
40,7
22,8
23,2
14,6
40,5
22,5
17,6
22,2
5.1.3.2. Variabilité interannuelle des fréquences de jours de pluie
Les résultats de la procédure de segmentation appliquée au nombre de jours de pluie
(P) et aux classes de pluie (P1, P2, P3 et P4) sur la période 1951-2000 sont consignés dans le
tableau XIII.
Tableau XIII: Résultats de la procédure de segmentation (1951-2000)
Station
P
P1
P2
P3
P4
Tafiré
1965
1970
1966
1964
1968
Niakara
1965
1964
1966
1971/1980
1970
Katiola
1972
1973/1980
1967
1966
1980
Bouaké
1965
1965
1966
1949
1948/1964
1973/1983
1980
1975
1970
1970
M’bahiakro
1968
1970/1984
1975
1970
1980
Tiébissou
1979
1979
1972
Absence de rupture
1963
Bocanda
1967
1974
1968
1974
Absence de rupture
Dimbokro
1975
1939/1974
1968
1941
1940
Tiassalé
1992
1967
1975
1967/1989
Absence de rupture
Dabakala
102
Ces résultats montrent que les différentes séries constituées des fréquences de jours
pluvieux contiennent des ruptures qui s’observent majoritairement autour des périodes 19681972 et 1980-1983. D’autres ruptures ont été identifiées au début de la décennie 1991-2000.
Ces hétérogénéités identifiées traduisent une baisse de la fréquence des jours pluvieux,
entamée autour des années 1970 et amplifiée au cours des décennies 1980, et une reprise à la
hausse des fréquences des jours pluvieux au début de la décennie 1990. Ces ruptures sont en
général en concordance avec les résultats obtenus avec les hauteurs de pluie.
Pour placer la variabilité des fréquences des jours pluvieux dans son contexte
historique, le nombre de jours de pluie (hauteur de pluie supérieure ou égale à 1 mm) a été
analysé sur la période 1923-2000, à partir des séries de données les plus longues des stations
de Dabakala, Dimbokro, Bouaké et Tiassalé.
L’application du test de Pettitt et de la procédure de segmentation aux séries annuelles
des fréquences de jours pluvieux, au niveau des stations de Dabakala, Bouaké, Dimbokro et
Tiassalé sur la période 1923-2000, a permis de confirmer la baisse de la fréquence des jours
pluvieux depuis les années 1970 et amplifiée au cours de la décennie 1980 (tableau XIV). Il
se dégage une période de fortes valeurs des jours pluvieux avant 1970 et une période de
recrudescence du nombre des jours pluvieux après 1970. En outre, une rupture a pu être
détectée autour de l’année 1940 (tableau XIV et figure 27). Cette rupture correspond à une
augmentation des fréquences des jours pluvieux au début de la décennie 1940.
Tableau XIV: Résultats des tests de rupture (1923-2000)
Test de Pettitt
Segmentation
Stations
Rupture
Probabilité
Rupture
Bouaké
1965
9,4.10-3 (99%)
1965
Dabakala
1959
3,03.10-6 (99%)
1973 ; 1983
Dimbokro
1975
3,88.10-2 (95%)
1939 ; 1968
Tiassalé
1965
9,4.10-3 (99%)
1965
5.1.3.3. Variations saisonnières des fréquences de jours pluvieux
Au point de vue climatologique et agricole, le nombre de jours de pluie et leur
répartition par saison et par mois présente une grande importance. Les fractions de pluie ont
une distribution très variable d’une station à l’autre.
103
a)
b)
Figure 27: Test de Pettitt appliquée aux séries annuelles de fréquences des jours
pluvieux (1923-2000): a- Bouaké ; b- Dimbokro
Le début de la saison des pluies est dominé par les fractions de pluie comprises entre 1
et 10 mm (P1). Les jours de pluies de hauteurs comprises d’une part, entre 1 et 10 mm (P1) et
d’autre part, entre 10 et 30 mm (P2), sont plus nombreux pour toutes les stations pendant toute
l’année.
Les jours de pluies de hauteurs comprises entre 30 et 50 mm (P3) dominent ceux de
hauteurs supérieures à 50 mm (P4). Les pluies de la classe P1 ne représentent pas l’essentiel
des jours de pluie, mais elles demeurent relativement majoritaires.
Au niveau des stations du Centre (Bouaké, M’bahiakro, Tiébissou, Bocanda), nous
observons une prédominance très distinguée des P1 par rapport aux autres classes (P2, P3 et P4)
pendant toute l’année (figure 28a). Une baisse du nombre de jours de pluies de la classe P2 et
une hausse du nombre de jours de pluie de la classe P3 comparativement aux stations du Nord
(figure 28b) ont été mises en évidence.
104
La chute des précipitations pendant les intersaisons est due en partie à une baisse
brutale du nombre de jours de pluie d’intensité comprise entre 10 et 30 mm (P2). Aussi, la
saison sèche est-elle due à une baisse généralisée de toutes les classes de précipitation (P1, P2,
P3 et P4), mais en particulier des pluies des classes P2 (10 à 30 mm) et P3 (30 à 50 mm) (figure
28c).
a)
Nombre de jours de pluie
4
3
P1
P2
P3
P4
2
(1-10 mm)
(10-30 mm)
(30-50 mm)
(50+)
1
O
ct
ob
re
N
ov
em
br
e
D
éc
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br
e
A
ou
S
t
ep
te
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Ju
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M
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A
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il
M
ar
s
Fé
vr
ie
r
Ja
nv
ie
r
0
Mois
b)
Nombre dejours depluie
8
7
6
5
P1(1-10 mm)
P2(10-30 mm)
P3(30-50 mm)
P4(50+)
4
3
2
1
O
ct
ob
re
N
ov
em
br
e
D
éc
em
br
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A
ou
S
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M
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il
M
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F
év
rie
r
Ja
nv
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r
0
Mois
c)
Nom
bredejoursdepluie
6
5
4
P1(1-10 mm)
P2(10-30 mm)
P3(30-50 mm)
P4(50+)
3
2
1
O
ct
ob
re
N
ov
em
br
e
D
éc
em
br
e
A
ou
S
t
ep
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m
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et
Ju
in
M
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A
vr
il
M
ar
s
F
év
rie
r
Ja
nv
ie
r
0
Mois
Figure 28: Variations saisonnières des jours de pluie au cours de la période 1951-2000
aux stations de : a- Dabakala ; b- Bocanda ; c- Tiassalé
105
Bien qu’une grande partie du bassin versant du N’zi soit située dans une zone
généralement humide, la variabilité pluviométrique constatée pourrait avoir des conséquences
importantes sur la disponibilité des ressources en eau.
5.1.4. FLUCTUATION INTERANNUELLE DES DÉBITS DES COURS D’EAU
Les résultats montrent que l’ensemble des séries des débits annuels analysés présente
une rupture. Cette rupture très significative a été identifiée au seuil de confiance variant entre
95% et 99% par le test de Pettitt. Les dates de rupture détectées sont essentiellement en 1968.
Cependant, une rupture a été identifiée en 1971 à Fêtékro (tableau XV et figure 29).
Tableau XV: Résultats des tests de rupture appliqués aux données de débits annuels
(1951-2000)
Test de Pettitt
Test de Hubert
Stations
Rupture
Probabilité
Rupture
N’zianoa (N’zi)
1968 (99%)
6,92.10-3
Dimbokro (N’zi)
1968 (95%)
2,37.10-2
Bocanda (N’zi)
1968 (99%)
8,14.10-3
M’bahiakro (N’zi)
1968 (99%)
9,25.10
-3
1968
Fêtékro (N’zi)
1971 (99%)
6,92.10-3
1968
1968
1968
1968
L’analyse des indices hydrométriques annuels des cours d’eau met en évidence une
forte diminution de l’hydraulicité du N’zi, depuis les années 1968-1970 (figure 30).
Ces résultats confirment ceux obtenus à partir des tests de rupture (test de Pettitt et
procédure de segmentation). En effet, depuis cette période, les modules des différents cours
d'eau sont inférieurs à la moyenne générale. L’effondrement des débits des cours d’eau a
atteint son paroxysme au cours de la sécheresse de 1982-1983.
106
a)
b)
Figure 29: Ruptures identifiées par le test de Pettitt au niveau du fleuve N’zi
(1951-2000) : a-station de N’zianoa ; b- station de Fêtékro
a)
b)
Figure 30: Evolution des indices centrés réduits des débits annuels sur le fleuve
N’zi (1951-2000): a- station de N’zianoa (a) ; b- station de Dimbokro
107
Les déficits d’écoulement calculés de part et d’autre de la date de rupture (1968) dans
les séries chronologiques des débits annuels sur la période 1951-2000, atteignent des valeurs
importantes (tableau XVI). En effet, le déficit d’écoulement fluctue entre 49% et 55% et
atteint près de 52% en moyenne. Les déficits d'écoulement (52% en moyenne) sont bien
supérieurs (plus du double) à ceux des précipitations (13 à 24 %) avec une moyenne de 15%.
Tableau XVI: Déficits d’écoulement des stations du bassin du N’zi (1951-2000)
Avant la rupture
Stations
Référence
N’zianoa
1968
Dimbokro
1968
Bocanda
1968
M’bahiakro
1968
Fétêkro
1968
Après la rupture
Moyenne
Ecart-type
Moyenne
Ecart-type
97
59,5
47,8
28,4
68,2
45,1
33,7
20,6
64,3
39,8
30,9
20
69
44,1
31,1
20,9
41,3
21,8
21,1
11,8
Déficit en %
51
51
52
55
49
La persistance d’un déficit pluviométrique depuis plusieurs décennies et la baisse des
écoulements du bassin n’affectent–elles pas la relation nappe-rivière? L’analyse du
tarissement des eaux du N’zi pourrait nous permettre de comprendre la relation eaux de
surface-eaux souterraines.
5.1.5. TARISSEMENT DES COURS D’EAU ET VOLUMES MOBILISÉS PAR LES
AQUIFÈRES
5.1.5.1. Variations des coefficients de tarissement
Les coefficients de tarissement moyens ont été déterminés avant et après la rupture de
1968, au cours de la période 1954-2000, sur les données des différentes stations
hydrométriques retenues. Les débits moyens journaliers ont été calculés sur les périodes
1954-1968 et 1969-2000. Ces valeurs ont permis la détermination des coefficients de
tarissement au niveau des stations de N’zianoa, Dimbokro, Bocanda et M’bahiakro (tableau
XVII).
108
Tableau XVII: Coefficients de tarissement interannuels autour de la rupture de 1968
Stations
N’zianoa
Périodes
1954-1968
1969-2000
Dimbokro 1956-1968
1969-1997
Bocanda
1956-1968
1969-1997
M’bahiakro 1955-1968
1969-1997
Tarissement moyen (j-1)
3,91.10-2
4,02. 10-2
2,88. 10-2
3,88. 10-2
2,99. 10-2
3,17. 10-2
2,78. 10-2
3,27. 10-2
Les résultats du tableau XVII montrent que les coefficients de tarissement varient
entre 2,78.10-2j-1 et 3,91.10-2j-1 avant 1968, identifiée comme l’année de rupture au sein des
séries hydrométriques. Après 1968, les coefficients de tarissement fluctuent entre 3,17.10-2j-1
et 4,02.10-2j-1. Ces résultats mettent donc en évidence une augmentation du coefficient de
tarissement après 1968. Les durées de tarissement avant 1968 vont de 140 (4 mois et 20 jours)
à 160 (5 mois et 10 jours) jours. Après 1968, les durées fluctuent entre 140 jours (4 mois et 20
jours) et 150 jours (5 mois) en moyenne. Un raccourcissement de la durée de tarissement
après 1968 (figures 31 et 32) est mis en évidence. De ce qui précède, il faut évaluer les
volumes d’eau mobilisés par les aquifères.
5.1.5.2. Variations des volumes mobilisés par les aquifères
Les volumes mobilisés par les aquifères ont été déterminés au niveau des différentes
stations (tableau XVIII).
Tableau XVIII: Volumes mobilisés par les aquifères autour de la rupture de 1968.
Périodes Volumes mobilisés (km3)
1954-1968
0,84
1969-2000
0,44
Dimbokro 1956-1968
0,85
1969-1997
0,36
Bocanda
1956-1968
0,79
1969-1997
0,49
M’bahiakro 1955-1968
0,87
1969-1997
0,40
Stations
N’zianoa
109
a) 1954-1968
450
400
350
Débits (m3/s)
300
250
200
y = 343,61e-0,0411x
R2 = 0,9806
150
100
50
0
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90 100 110 120 130 140 150
Nom bre de jours
b) 1969-2000
250
Débits (m3/s)
200
150
y = 196,65e-0,0444x
R2 = 0,9867
100
50
0
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90 100 110 120 130 140 150
Nom bre de jours
Figure 31: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à N’zianoa :
a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968.
110
a) 1955-1968
350
300
Débits (m3/s)
250
y = 314,75e-0,0354x
R2 = 0,9802
200
150
100
50
0
0
10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170
Nom bre de jours
b) 1969-1997
250
Débits (m3/s)
200
150
y = 193,17e-0,0467x
R2 = 0,9688
100
50
0
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100 110 120 130 140
Nom bre de jours
Figure 32: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à M’bahiakro :
a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968.
111
Les résultats du tableau XVIII montrent que les volumes mobilisés par les aquifères
varient entre 0,79 km3 et 0,87 km3 avant 1968. Après 1968, les volumes mobilisés par les
aquifères fluctuent entre 0,36 km3 et 0,49 km3. Ces résultats mettent en évidence une
diminution des volumes mobilisés par les aquifères après 1968. Cette baisse a été également
mise en évidence par la représentation graphique des indices de volumes mobilisés par les
aquifères au pas annuel (figure 33).
Indices de volume mobilisé
a)
5,5
5
4,5
4
3,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
-0,5
-1
-1,5
1955
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1980
1985
1990
1995
Année
Indices de volume mobilisé
b)
4,5
4
3,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
-0,5
-1
-1,5
1955
1960
1965
1970
1975
Année
1990
1995
Figure 33:Variations interannuelles du volume mobilisé par les aquifères du N’zi
(1954-1997): a- à la station de Dimbokro ; b- à la station de Bocanda
En effet, une accélération de la vidange des nappes à partir de 1982-1983 a été
observée. Cela a conduit à des étiages extrêmes en 1982 et 1983. Cette baisse serait donc liée
à la réduction des précipitations.
112
L’étude du tarissement et des volumes mobilisés par les aquifères confirme que la
faible contribution des écoulements de base, du fait d’apports réduits des nappes phréatiques,
est un phénomène durable.
L’impact de la variabilité hydroclimatique dans le bassin versant du N’zi se manifeste
par une hausse des coefficients de tarissement, une réduction de la durée de tarissement et une
baisse des volumes mobilisés par les aquifères.
5.1.6. DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL DANS LE BASSIN DU N’ZI
5.1.6.1. Définition des classes d’occupation du sol
La classification non supervisée a permis de définir quatre classes spectrales suivant
les valeurs des comptes numériques à partir des images des années 1974, 1990 et 2000. La
confrontation des données cartographiques avec celles obtenues, à la suite de la classification
non supervisée, permet de faire correspondre quatre (4) types d’occupation du sol:
- 1 : OCS1 ;
- 2 : OCS2 ;
- 3 : OCS3 ;
- 4 : OCS4.
Le choix de ces quatre (4) types d’occupation du sol est en rapport avec la complexité
du terrain et la prédominance des formations présentes dans le paysage.
5.1.6.2. Évaluation de la classification supervisée
Les matrices de confusion des différentes classifications (1974, 1990 et 2000) sont
consignées dans les tableaux XIX, XX et XXI.
Tableau XIX: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat MSS de 1974
traitement
Classification :
Sites de vérification
1
2
3
4
OCS 1
OCS 2
OCS 3
90,64
5,42
3,93
6,15
90,76
3,09
0,00
0,26
78,11
0,00
0,00
60,90
OCS 4
0,00
0,00
21,63
39,10
Total
100
100
100
100
113
Tableau XX: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat TM de 1990
traitement
Classification :
Sites de vérification
1
2
3
4
OCS 1
OCS 2
OCS 3
90,54
9,07
0,39
8,05
91,95
0,00
0,00
9,00
90,1
0,00
0,00
10,60
OCS 4
0,00
0,00
0,9
89,40
Total
100
100
100
100
Tableau XXI: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat ETM de 2000
traitement
Classification :
Sites de vérification
1
2
3
4
OCS 1
OCS 2
OCS 3
92,08
0,42
3,33
0,00
93,06
0,10
0,30
10,41
87,89
0,25
47,90
1,60
OCS 4
4,17
6,84
1,40
50,25
Total
100
100
100
100
Toutes les classes d’occupation du sol retenues ont leur précision cartographique
supérieure à 78% quelle que soit l’image. Cependant la classe OCS4 (sols nus) a une précision
cartographique de 39,10% au niveau de l’image Landsat MSS de 1974 et une précision de
50,25% au niveau de l’image Landsat ETM+ de 2000. Les thèmes OCS1, OCS2 et OCS3
relatifs au couvert végétal sont bien classés. Le thème le plus mal classé est la classe OCS4
(les sols nus). Les sols nus constituent en général la classe la plus mal classée.
La précision globale est de 86,23% pour l’image Landsat MSS de 1974, 91,20% pour
l’image Landsat TM de 1990 et 86,35% pour l’image Landsat ETM+ de 2000. Ces valeurs
sont acceptables dans leur ensemble.
Cependant, des confusions entre certains types d’occupation du sol sont révélées. Pour
l’image de 1974, les plus fortes confusions se situent entre l’OCS3 et l’OCS4 (60,90%). Cette
grande confusion pourrait se traduire par le fait que, se situant en pleine saison sèche
(janvier), les zones de cultures vivrières ou de jachères (OCS3), desséchées (sans activité
chlorophyllienne) ou débroussaillées, se comportent radiométriquement comme des sols nus
(OCS4). Cette forte confusion entre la classe OCS3 et OCS4, montre la difficulté d’arriver à
séparer les « pixels sols nus » et les « pixels zones de cultures, savanes herbeuses ».
114
Cette confusion montre aussi que le degré d’hétérogénéité de la classe OCS3 est très
élevé. Pour l’image de 1990, les différentes valeurs de confusion sont relativement faibles et
généralement inférieures à 10%. Pour l’image de 2000, les plus fortes confusions se situent
entre l’OCS2 et l’OCS4 (47,90%). Cependant, on constate que la classe OCS4 se trouve
mélangée dans toutes les classes d’occupation du sol avec des erreurs de confusion inférieures
ou égales à 10%.
La grande confusion entre l’OCS2 et l’OCS4, pourrait se traduire par l’hétérogénéité
des parcelles d’entraînement des sols nus.
Les valeurs des différents indicateurs de précision de la classification supervisée
analysés pour les différentes images, témoignent d’une part, de la bonne qualité des
échantillons et d’autre part, de la bonne correspondance entre le résultat de la classification et
la réalité spatiale contenue dans les images. Les résultats d’évaluation des différentes images
montrent donc que les classifications effectuées sont valides.
5.1.6.3. Dynamique de l’occupation du sol de 1974 à 2000
Les différents traitements effectués ont permis l’élaboration des cartes finales de
l’occupation du sol en général et du couvert végétal en particulier dans le bassin versant du
N’zi, au cours de 1974 à 2000. Une analyse des différentes images, calées sur la fenêtre de
latitude variant entre 7°45’ et 9°21’ et de longitude oscillant entre 4°7’ et 5°26’ (choisie à
partir de l’image Landsat MSS de 1974), a permis de mettre en évidence une modification de
l’occupation du sol en général et du couvert végétal en particulier dans la partie nord du
bassin du N’zi entre 1974 et 2000 (figure 34). Une réduction de la surface de la classe OCS1
est observée entre 1974 et 1990, suivie d’une reprise entre 1990 et 2000. De 1974 à 2000, il y
a une progression de la classe OCS2 qui est consécutive à une régression de la classe OCS1.
Cependant, ces constats ne peuvent pas être généralisés à l’ensemble du bassin. C’est
ainsi qu’une analyse diachronique des images Landsat TM de 1990 et Landsat ETM+ de 2000
couvrant tout le bassin a été effectuée.
En dix ans (1990-2000), les modifications de l’occupation du sol sont assez nettes et
se traduisent de façon qualitative et quantitative par les changements dans l’espace
géographique et l’évolution des superficies (figures 35 et 36).
115
a) 1974
b) 1990
c) 2000
Figure 34: Dynamique de l’occupation du sol dans la zone test du bassin versant du N’zi
entre 1974 et 2000
116
Figure 35: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 1990
117
Figure 36: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 2000
118
Les résultats associés aux différentes superficies entre les deux périodes sont présentés
dans le tableau XXII.
Tableau XXII: Pourcentages des classes d’occupation du sol du bassin du N’zi
Types d’occupation du sol
Pourcentage
Pourcentage
Ecart de variation
en 1990
en 2000
(%)
OCS1
31,68
29,75
-1,93
OCS2
17,85
32,80
+14,95
OCS3
44,13
28,98
-15,15
OCS4
6,34
8,47
+2,13
En 1990 comme en 2000, le bassin versant du N’zi reste dominé par des végétations
savanicoles (61,98%) (OCS2 et OCS3). Ces deux types d’occupation du sol sont répandus de
façon continue sur l’ensemble du bassin, avec une forte concentration dans le Sud pour la
classe OCS2 (forêt claire et/ou savane arborée) et dans la partie nord et centrale pour la classe
OCS3 (savane arbustive et/ou savane herbeuse). La classe OCS1 (forêt dense et/ou plantations
industrielles) est moyennement représentée. Elle est localisée à l’Est et au Sud-Est du bassin.
Cette végétation se présente sous forme d’îlots.
L’analyse du tableau XXII montre deux tendances dans l’évolution des différentes
classes d’occupation du sol qui traduit une importante transformation du paysage entre les
années 1990 et 2000. Une tendance progressive est manifestée au niveau de la classe OCS2
(+14,95) et de la classe OCS4 (+2,13%). La tendance régressive concerne la classe OCS1
(-1,93%) et la classe OCS3 (-15,15%).
Le bassin versant du N’zi connaît une modification de son occupation du sol marquée
par une quasi-disparition de la forêt dense et une tendance à la régénérescence des forêts
claires et savanes arborées au profit des savanes arbustives et savanes herbeuses.
5.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS SUR LA VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE
ET LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL
Les représentations cartographiques et les méthodes statistiques (tests de rupture,
indices hydroclimatiques, etc.) s’accordent sur la réalité d’une importante baisse de la
pluviométrie sur le bassin versant du N’zi.
119
Cependant, l’ensemble du bassin n’a pas été touché de la même manière. Ces
comportements singuliers seraient liés à l’influence du microclimat. La variabilité des régimes
climatiques constatée dans le bassin du N’zi est liée en partie à la baisse des fréquences de
jours pluvieux en général et en particulier aux pluies journalières de hauteur pluviométrique
comprise entre 10 et 50 mm. Cette baisse des fréquences de jours pluvieux est synchrone à
celle des hauteurs annuelles de pluie.
Les résultats obtenus au cours de travail sont en accord avec les conclusions des travaux
antérieurs réalisés en Afrique de l’Ouest en général (Servat et al., 1998; Paturel et al., 1998 ;
Lubès-Niel et al., 1998 ; Ouédraogo, 2001 ; Ardoin, 2004) et en Côte d’Ivoire en particulier
(Brou, 1997 ; Brou et al., 1998 ; Brou, 2005). Les ruptures déterminées au cours de cette
étude se situent en général entre 1968 et 1972 et s’intègrent dans l’intervalle défini par les
études antérieures citées ci-dessus. Ces ruptures coïncident avec les années de grandes
sécheresses. Les déficits pluviométriques calculés en référence aux ruptures identifiées sont
généralement inférieurs à 20%. En Afrique de l’Ouest, ces déficits pluviométriques sont de
l’ordre de 20%, mais peuvent parfois être supérieurs à 25% (Servat et al., 1998). Ce travail
réalisé sur le bassin versant du N’zi, a aussi confirmé les conclusions des travaux antérieurs
cités selon lesquelles:
-
l’amplitude du phénomène n’est pas uniforme ;
-
toutes les périodes de l’année ont subi une diminution des précipitations ;
-
le déroulement des saisons des pluies semble un peu modifié ;
-
le nombre annuel de jours de pluie a baissé ;
-
les hauteurs précipitées ont fortement diminué.
Cependant, les travaux antérieurs n’ont pas fait cas des régimes climatiques saisonniers qui,
malgré la perturbation n’ont pas changé.
Les ruptures identifiées au sein des séries chronologiques de débits annuels sont
généralement synchrones (1968). Cependant, une rupture a été détectée en 1971. Ces ruptures
décelées correspondent à une baisse significative des débits moyens annuels au cours de la
période 1970-2000. La réaction hydrologique du bassin reflète bien la tendance des régimes
pluviométriques du bassin. Les écoulements enregistrés au niveau du bassin versant du N’zi
sont la résultante des variations des pluies et des états de surface au sein du bassin. En effet, la
distribution spatiale et temporelle des précipitations joue un rôle important sur la genèse des
écoulements sur un bassin. Ainsi, depuis le début de la décennie 1970, toutes les années
apparaissent comme ayant une hydraulicité inférieure à la moyenne, traduisant en cela une
baisse des ressources en eau de surface au niveau du bassin versant du N’zi.
120
Ces résultats concordent avec les conclusions des travaux antérieurs réalisés en
Afrique de l’Ouest en général (Lubès-Niel et al., 1998 ; Mahé et al., 1998 ; Paturel et al.,
1998 ; Servat et al., 1998 ; Ouédraogo, 2001 ; Ardoin, 2004 ; Mahé et al., 2005) et en Côte
d’Ivoire en particulier (Savané et al., 2001 ; Saley, 2003 ; Kouassi, 2003 ; Goula et al., 2006).
Le caractère synchrone des ruptures identifiées au sein des séries chronologiques de
pluies et de débits souligne le lien indiscutable qui existe entre la baisse de la pluviométrie et
la diminution des écoulements de surface sur le bassin versant du N’zi.
L’application des tests de rupture montre que la majorité des ruptures identifiées au
sein des séries hydrométriques en Afrique de l’Ouest est localisée entre 1968 et 1972 (Servat
et al., 1998). De façon générale, les déficits d’écoulements sont rarement inférieurs à 30% et
parfois supérieurs à 55 voire 60% (Servat et al., 1998).
Au niveau du N’zi, les déficits d’écoulement fluctuent entre 49% et 55% et atteignent
une moyenne de 52%. Ces valeurs sont très supérieures aux déficits pluviométriques. La
sécheresse météorologique se trouve donc amplifiée dans les écoulements. Cependant, le
déficit pluviométrique n’explique toutefois pas totalement la tendance décroissante des
apports. Les résultats obtenus ’inscrivent dans la fourchette définie au cours des travaux
antérieurs (Servat et al., 1998 ; Mahé et al., 2002, 2003, 2005 ; Olivry et al., 1998). Mahé et
al. (2005) ont montré qu’au delà d’une réponse annuelle immédiate de l’écoulement des cours
d’eau à une saison des pluies déficitaires, une certaine durabilité du déficit hydrologique
devrait être imputée à l’effet cumulé des longues années de sécheresse. Le décalage
quantitatif qui semble exister entre les déficits pluviométriques et hydrométriques pourrait
être lié à un déficit d’alimentation des cours d’eau par les nappes (Mahé et Olivry, 1995 in
Servat et al., 1998).
Les coefficients de tarissement évalués au cours de cette étude varient entre 2,78.10-2j1
et 3,91.10-2j-1 avant 1968 (identifiée comme l’année de rupture au sein des séries
hydrométriques). Après 1968, les coefficients de tarissement fluctuent entre 3,17.10-2j-1 et
4,02.10-2j-1. Ces résultats montrent que les coefficients de tarissement connaissent une
augmentation notable sur le bassin du N’zi après 1968. Olivry et al. (1998) ont montré
l’augmentation du coefficient de tarissement du Bani à Douna à partir de 1969 qui correspond
à une vidange précoce et plus rapide des nappes souterraines (Mahé et al., 1998). Ce
phénomène a été décrit pour d’autres cours d’eau de l’Afrique tropicale par Laraque et al.
(1996), Bricquet et al. (1997), Orange et al. (1997) (Mahé et al., 1998). Certains auteurs
(Savané et al., 2001 ; Saley, 2003) ont également noté ce phénomène sur des cours d’eau
ivoiriens.
121
Il s’agit du Drou à Man et du Cavally à Flampleu (Savané et al., 2001), du Kô, du
N’zo et du Bafing à Man (Saley, 2002). La moyenne des coefficients de tarissement est de
3,36.10-2j-1 au niveau du bassin du N’zi. Cette valeur montre que le tarissement est moins
important au niveau du N’zi qu’au niveau du Cavally et du Drou, où on enregistre
successivement 5,7.10-2j-1 et 3,6.10-2j-1.
Les volumes mobilisés par les aquifères varient entre 0,79 km3 et 0,87 km3 avant 1968.
Après 1968, les volumes mobilisés par les aquifères fluctuent entre 0,36 km3 et 0,49 km3. Les
volumes mobilisés par les aquifères connaissent donc une baisse liée à la réduction
pluviométrique autour des années 1968. L’appauvrissement durable des apports de
l’écoulement de base est lié à une réduction du volume d’eau dans les aquifères. En effet, on
assiste à un amenuisement considérable des réserves souterraines qui assurent normalement
l’alimentation des cours d’eau en période de tarissement. Ces variations du volume d’eau
mobilisé par les aquifères suggèrent une régression considérable des réserves souterraines.
Elle expliquerait alors la forte ampleur de la récente sécheresse sur la baisse des écoulements.
Les conclusions des travaux de Savané et al. (2001) montrent qu’une baisse marquée
des volumes mobilisés par les aquifères a été observée au niveau du Drou (Man) à partir de
1970.
Les résultats obtenus au niveau du N’zi concordent donc avec ceux obtenus par
Savané et al. (2001). Ces résultats montrent la faiblesse des quantités d’eau déversées dans les
cours d’eau par les nappes souterraines.
Une discussion des résultats de la classification thématique a été effectuée. La
méthode adoptée pour cette étude a été utilisée par plusieurs auteurs (N’guessan, 1990 ;
Rasson et al., 1990 ; Sylla, 2002 ; Coulibaly, 2003 ; Brou, 2005 ; Kangah, 2006 ; N’da, 2007)
pour l’étude de la dynamique de l’occupation du sol. Dans le cas de cette étude, cette méthode
a été appliquée à des images satellitaires Landsat MSS, TM et ETM+.
L’interprétation des éléments d’occupation du sol est rendue délicate par la structure
du paysage offrant peu de caractères homogènes vis-à-vis de la composante ligneuse. Par
exemple, certains thèmes apparaissent sous la même couleur ou un thème s’observe sous
différentes couleurs. Cependant, le niveau d’agrégation de l’information imposé par les
limites thématiques et techniques autorise une lecture précise de la modification de
l’occupation du sol dans le bassin versant du N’zi (Bandama). Les unités physionomiques
représentant les différents aspects de la végétation de la zone d’étude identifiées constituent la
légende des cartes établies à l’issue de cette étude.
122
Ainsi, la classe OCS1 peut être identifiée aux forêts denses à canopée fermée et/ou
ouverte. Les forêts denses à canopée fermée sont constituées de plusieurs strates généralement
denses. Les forêts denses à canopée ouverte présentent les mêmes caractéristiques que les
précédentes, mais diffèrent de celles-ci par la présence d’ouvertures plus ou moins grandes au
niveau de la couronne des grands arbres formant la voûte supérieure. Dans ces couvertures, la
lumière favorise le développement d’une strate de nature herbacée et arbustive dense
(N’guessan, 1990). Aux forêts, on peut ajouter les plantations industrielles dont les plants ont
des couvertures basales importantes (café, cacao, hévéa, palmiers à huile, etc.) et les jachères
en reconstitution. La classe OCS2 regroupe la forêt claire et/ou savane arborée et découle de la
dégradation des forêts denses. En effet, la savane est dite arborée quand la densité de la strate
arborescente varie entre 2 et 20% (N’guessan, 1990). Ce type de végétation se retrouve
essentiellement dans le centre et le Sud du bassin et quelques fois en lambeaux dans la zone
forestière. Les plantations vieillissantes (café, cacao, etc.) peuvent être associées à ce groupe.
La classe OCS3 contient les savanes arbustives et/ou herbeuses qui sont constituées d’arbustes
et d’herbes. La savane arbustive est basse et très espacée avec un couvert herbacé pouvant
être dégradé par la présence de sols nus qui apparaissent par endroits (N’guessan, 1990). La
savane herbeuse est caractérisée par une absence d’arbres et d’arbustes. La hauteur du couvert
herbacée ne dépasse pas 2 mètres (N’guessan, 1990). Très souvent, les différentes formations
végétales naturelles sont mêlées à des cultures. La classe OCS4 peut être assimilée aux sols
nus. Sous ce thème, ont été regroupés les sols indurés, les cuirasses latéritiques, les inselbergs,
les affleurements rocheux et les zones fortement dégradées (N’guessan, 1990).
Les différents résultats obtenus ont permis de mettre en évidence une dynamique du
couvert végétal dans le bassin du N’zi entre 1974 et 2000.
La dégradation de la forêt dense serait due aux phénomènes naturels (variabilité
climatique) et/ou aux activités anthropiques (feux de brousse, exploitation abusive du bois,
création de plantations dans les forêts même classées, etc.). La quasi-disparition du couvert
forestier dans la région forestière du bassin versant du N’zi est le résultat d’un dynamisme
agricole ancien (Brou, 2005). Jusqu'en 1965, les cultures du café et du cacao se sont dirigées
en priorité dans le Sud-Est du pays. Après cette date, c'est surtout dans le centre Est,
aujourd'hui appelé ancienne "boucle du cacao", qu'on assiste à l'expansion de la production du
café et du cacao (Brou, 2005). La forte pression exercée par ces populations sur les ressources
forestières a abouti à d’inévitables modifications profondes du milieu forestier du bassin
versant du N’zi.
123
Les travaux de N’guessan (1990) dans le « V » baoulé sont arrivés à la conclusion
selon laquelle il y a eu une régression des surfaces des forêts denses dans cette région. Selon
le même auteur, ces forêts qui couvraient de larges surfaces d’environ 233 430 ha (1971), le
long du Bandama et du N’zi, de même que dans la pointe sud du «V» formé par ces deux
fleuves, ont été largement détruites. Il ne restait plus que 18 114 ha de forêts en 1984.
Les savanes et la forêt claire constituent la végétation la plus largement représentée
dans le bassin du N’zi. Une tendance à la régénérescence de la forêt claire et/ou savane
arborée est observée. Ce constat semble corrélé aux comportements climatiques mettant en
évidence une normalisation des précipitations depuis le début de la décennie 1990 (19921993). Cette tendance peut aussi s’expliquer par le renforcement des mesures de protection et
de conservation des aires végétales (reboisement, etc.) (Sylla, 2002). Dans la partie sud du
bassin, il pourrait s’agir surtout du fait de la mise en jachère des plantations vieillissantes et
colonisées par la végétation naturelle de l’ancienne boucle du cacao. En effet, avec le
déplacement de la boucle du cacao, certains terrains de l’ancienne boucle du cacao sont mis
en jachères, ce qui va accroître le taux de la forêt claire et/ou savane arborée. Cette forêt claire
et/ou savane arborée peut accroître en superficie au profit de la dégradation de la forêt dense
située dans la partie sud du bassin.
La quasi-égalité des pourcentages de variation en valeur absolue entre la classe OCS2
(+14,95%) et la classe OCS3 (-15,15%) pourrait s’expliquer par une reconstitution de la forêt
claire et/ou savane arborée au détriment de la savane arbustive et/ou herbeuse sous les
conditions climatiques assez favorables des années postérieures à 1993.
A cela, il faut ajouter le fort déplacement des populations du Nord et Centre du bassin
du N’zi vers de nouvelles zones favorables à la pratique agricole que sont l’Ouest et le SudOuest (Brou, 2005). La croissance des sols nus (+2,13%) serait due à la pression
démographique exercée sur le milieu naturel. Le phénomène est plus perceptible surtout en
milieu urbain.
Les résultats des travaux de Sylla (2002) dans le Nord de la Côte d’Ivoire ont montré
une importante transformation du paysage entre 1986 et 2000 caractérisée un renforcement
des superficies de forêt claire et/ou savane arborée (+56,38%) et une anthropisation de plus en
plus importante de l’espace (+63,65%). La réduction de la superficie des formations de
savanes arborées et/ou arbustives dans cette région, s’est essentiellement effectuée au profit
de cultures qui peuvent être pérennes (champs d’anacarde et de mangues) ou saisonnières et
dont les superficies croissent d’année en année (Sylla, 2002).
124
Les travaux de Coulibaly (2003) dans le Nord-Est de la Côte d’Ivoire ont également
mis en évidence une régénérescence de l’espace naturel. Les modifications affectant la
couverture végétale d’un territoire donné, qu’elles soient d’origine anthropique ou naturelle,
ont une influence plus ou moins directe sur la relation existant entre les précipitations et les
écoulements de surface (Grégoire et Ferrari, 1990). La nature du couvert intervient en effet
sur l’intensité de cinq processus fondamentaux dans le cycle de l’eau à la surface :
interception, évaporation directe après interception, infiltration dans le sol, évapotranspiration
et ruissellement de surface (Grégoire et Ferrari, 1990).
5.3. CONCLUSION PARTIELLE
Le bassin versant du N’zi connaît une variabilité pluviométrique marquée par une
longue période sèche amorcée depuis les années 1970 qui s’est amplifiée pendant les années
1980. Le déficit pluviométrique évalué atteint une valeur moyenne de 15% et fluctue entre
13% et 24%. La cartographie des indices pluviométriques (1951-2000) du bassin du N’zi a
permis de mettre en évidence l’hétérogénéité dans la distribution spatiale des déficits
pluviométriques due à l’influence des climats locaux. Les plus faibles déficits
pluviométriques ont été enregistrés dans le Sud du bassin et les plus forts dans le Nord. Cette
variabilité spatio-temporelle des précipitations est comparable à ce qui a été décrit jusque là
en Afrique de l’Ouest en général et en Côte d’Ivoire en particulier. L’analyse des variations
de la pluviométrie moyenne mensuelle montre que la variabilité pluviométrique se manifeste
par une baisse importante de la pluviométrie mensuelle. L’analyse des dates de début et de fin
de saison des pluies, montre que les différentes saisons pluvieuses de l’année ont des durées
plus courtes qu’auparavant. En effet, la longueur moyenne de la saison des pluies est passée
de 250 jours à 220 jours dans la partie nord du bassin. Dans la partie sud, la grande saison des
pluies est passée de 140 jours à 105 jours. Cependant, cette variabilité pluviométrique n’a pas
engendré une modification des régimes pluviométriques saisonniers.
L’étude des fréquences des jours pluvieux montre que la baisse de la pluviométrie
constatée ces dernières décennies (1971-2000) est liée à la diminution significative des
fréquences des jours pluvieux en général et en particulier à celle des pluies de hauteurs
comprises entre 10 et 50 mm. Cette baisse de la fréquence des jours pluvieux est marquée par
des ruptures identifiées majoritairement autour des périodes 1968-1972 et 1980-1983.
125
Les régimes hydrologiques ont également subi de profondes modifications au cours de
la période 1951-2000. La baisse de la pluviométrie a eu donc pour effet de diminuer les
apports d’eau qui transitent dans les cours d’eau du bassin.
Cette diminution est marquée par une rupture très significative identifiée en 1968 sur
l’ensemble des stations. Les volumes écoulés ont diminué et ce déficit hydrométrique varie
entre 49% et 55% et atteint une moyenne de 52%. Les déficits d'écoulement sont bien
supérieurs à ceux des précipitations. Les coefficients de tarissement évalués varient entre
2,78.10-2j-1 et 3,91.10-2j-1 avant 1968. Après 1968, les coefficients de tarissement fluctuent
entre 3,17.10-2j-1 et 4,02.10-2j-1. Ces résultats mettent en évidence une augmentation du
coefficient de tarissement après 1968, autrement dit une vidange beaucoup plus rapide des
aquifères alimentant l’écoulement de base. Les durées de tarissement avant 1968 vont de 140
jours (4 mois et 20 jours) à 160 jours (5 mois et 10 jours) jours. Après 1968, les durées
fluctuent entre 140 jours (4 mois et 20 jours) et 150 jours (5 mois) en moyenne. Un
raccourcissement de la durée de tarissement après 1968 est mis en évidence. Les volumes
mobilisés par les aquifères varient entre 0,79 km3 et 0,87 km3 avant 1968. Après 1968, les
volumes mobilisés par les aquifères fluctuent entre 0,36 km3 et 0,49 km3. Ces résultats mettent
en évidence une diminution des volumes mobilisés par les aquifères après 1968. Ces
variations du volume d’eau mobilisé par les aquifères suggèrent une régression considérable
des réserves souterraines.
Les images satellitaires Landsat MSS, TM et ETM+ ont montré les possibilités
qu’elles offrent pour la caractérisation des changements de l’occupation du sol pouvant avoir
des répercussions sur les écoulements. Les techniques de classification thématique ont permis
de discriminer des éléments d’occupation du sol. Il a été mis en place, une nomenclature de
quatre classes à savoir la forêt dense, la forêt claire et/ou savane arborée, la savane arbustive
et/ou savane herbeuse et les sols nus. Ainsi, ont été élaborées, les cartes d’occupation du sol
du bassin versant du N’zi au cours des années 1974, 1990 et 2000. Ces cartes thématiques ont
permis de mettre en évidence une dynamique de l’occupation du sol au niveau du bassin
versant du N’zi, qui traduit une transformation du paysage. L’analyse des cartes de 1990 et
2000 montre deux tendances dans l’évolution des différentes classes d’occupation du sol.
Une tendance progressive est manifestée au niveau de la classe OCS2 (dominée par la
forêt claire et/ou la savane arborée) (+14,95) et de la classe des sols nus (OCS4) (+2,13%). La
tendance régressive concerne la classe OCS1 (dominée par la forêt dense (-1,93%) et la savane
arbustive et/ou herbeuse (-15,15%)).
126
Une dégradation des conditions pluviométriques, hydrologiques et des caractéristiques
physiographiques du bassin, facteurs primaires conditionnant l’écoulement de l’eau dans un
bassin versant, pose problème au niveau des ressources en eau.
Une attention plus particulière a donc été accordée à la problématique d’une
modification éventuelle de la relation pluie-débit sous l’effet conjugué de la variabilité
climatique et de la modification de l’occupation du sol. Cette étude nécessite des outils
performants et robustes tels que les modèles hydrologiques.
127
CHAPITRE 6:
ÉVALUATION DES MODÈLES HYDROLOGIQUES
128
Ce chapitre présente les résultats de l’évaluation des modèles hydrologiques utilisés au
cours de cette étude, en tant que projections mathématiques du fonctionnement hydrologique
des bassins versants. Il s’agit du modèle en «S» et du modèle de Tixeront qui sont au pas
annuel et du modèle GR2M qui est au pas mensuel. Les résultats présentés sont relatifs à
l’évaluation des performances et de la robustesse des différents modèles ainsi qu’à
l’estimation des incertitudes liées aux sorties des modèles (débits).
6.1. INTERPRÉTATIONS DES RÉSULTATS DE L’ÉVALUATION DES MODÈLES
HYDROLOGIQUES
6.1.1. PERFORMANCES ET ROBUSTESSE DES MODÈLES ANNUELS
Les modèles annuels retenus sont le modèle en «S» et le modèle de Tixeront. Les deux
modèles ont en commun le paramètre de calage «a». Le tableau XXIII présente les résultats
de simulation des écoulements annuels effectuée au niveau des différents bassins retenus avec
le modèle de Tixeront et le modèle en «S» suivant un calage sur la période 1973-1997 (2/3) et
une validation sur la période 1961-1972 (1/3).
Tableau XXIII: Résultats des calages (1973-1997) et validations (1961-1972) des modèles
en «S» et de Tixeront
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fêtékro
Moyenne
Paramètre a
"S" Tixeront
1,20
1,20
1,20
1,19
1,15
1,15
1,08
1,06
1,10
1,08
1,15
1,14
Nash en calage (%)
"S"
Tixeront
60
61
49
49
52
53
54
53
61
59
55
55
Nash en validation (%)
"S"
Tixeront
73
90
81
84
79
83
66
66
49
46
70
74
6.1.1.1. Performances en calage des modèles annuels
Les performances exprimées en terme du critère de Nash, obtenues en appliquant le
modèle de Tixeront et le modèle en «S» modèles, sont satisfaisantes (de l’ordre de 60%) quel
que soit le bassin versant.
129
Les valeurs moyennes du critère de Nash obtenues sont de 55% pour les deux
modèles. Les minima sont situés entre 49% et 51% et les maxima entre 60% et 61%.
Les stations de N’zianoa et Fêtékro ont enregistré les performances les plus élevées
quel que soit le modèle. La station de Dimbokro a enregistré les plus faibles valeurs (49%)
quel que soit le modèle. Ces résultats suggèrent que les modèles en «S» et de Tixeront sont
capables, de façon très similaire, d’atteindre des performances très proches sur une même
période de calage et à partir des mêmes bassins versants. Le calage est réalisé sur une période
marquée par une importante variabilité hydroclimatique (1973-1997). La mauvaise qualité des
performances serait donc liée aux caractères variables des précipitations et des débits des
cours d’eau, mis en évidence au niveau du bassin du N’zi. A cela, s’ajoute, la croissance
monotone des températures qui engendre un phénomène d’évapotranspiration très accru,
surtout dans la région de Dimbokro. La modification de l’occupation du sol, qui a des impacts
potentiels sur la réponse hydrologique des bassins versants, pourrait aussi expliquer la qualité
des performances qui traduisent l’adéquation entre les débits observés et les débits simulés.
Les données contenues dans l’échantillon de calage pourraient avoir un impact
important sur les performances du calage. Un risque est en particulier à prendre en compte
lors de la définition d’un jeu de données de calage, à savoir le sur-calage du modèle sur un jeu
de données trop spécifique. Une période de calage de 25 ans, dans le cas de notre étude,
pourrait limiter ces risques.
Néanmoins, cette pratique a un inconvénient majeur: elle conduit à un compromis
certes, le meilleur au sens du critère utilisé (critère Nash), mais dont la pertinence est
discutable lorsqu’on a affaire à un contexte de variabilité hydroclimatique comme celui du
bassin versant du N’zi (Bandama).
En plus des performances, nous avons fait une analyse comparative des différents
débits simulés et observés pour apprécier quantitativement les écoulements simulés. Les
différents débits observés et simulés (exprimés en lame d’eau) en calage comme en validation
sont présentés dans le tableau XXIV.
Les débits simulés sont généralement proches des débits observés par valeurs
inférieures quel que soit le modèle utilisé. C’est au niveau des bassins du N’zi à N’zianoa
(44,9 mm) et à Bocanda (49,1 mm) qu’on enregistre des débits simulés supérieurs aux débits
observés. Les deux modèles (modèle en « S » et modèle de Tixeront) permettent de reproduire
assez correctement les écoulements annuels au niveau du bassin versant du N’zi.
130
Tableau XXIV: Débits observés et simulés (mm) par les modèles en «S» et de Tixeront
en phase de calage (1973-1997)
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fétêkro
Débit simulé par le modèle
en « S »
44,9
43,3
49,1
60,3
57,1
Débit observé
43,4
44,6
47,4
62,4
65,3
Débit simulé par le modèle
de Tixeront
41,7
41,3
45,5
58,3
55,3
Aussi, l’observation des hydrogrammes est-elle également utile pour analyser les
simulations (figure 37).
a)
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
160
140
Débit (mm)
120
100
80
60
40
20
0
1972
1974
1976
1978
1980
1982
1984
1986
1988
1990
1992
1994
1996
1998
Année
b)
Nash=61%
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
120
Débit (mm)
100
80
60
40
20
0
1972
1974
1976
1978
1980
1982
1984
1986
1988
1990
1992
1994
1996
1998
Année
Figure 37: Simulation des débits annuels du N’zi en phase de calage (1973-1997):
a- modèle en «S» à Fétêkro ; b- modèle de Tixeront à N’zianoa
131
Bien que la reconstitution des hydrogrammes puisse être qualifiée d’acceptable dans son
ensemble, les débits de pointe sont sous-estimés, mais l’écart demeure acceptable. Au cours
de l’année 1993, les débits simulés par les deux modèles sont différents des débits observés.
L’année 1993, reconnue comme une année très sèche confirme l’hypothèse de l’influence de
la variabilité hydroclimatique sur la qualité des performances des modèles.
6.1.1.2. Performances en phase de validation des modèles annuels
La validation s’est effectuée sur la période 1961-1972 (période humide). Les valeurs
du critère de Nash obtenues sont satisfaisantes dans l’ensemble. Les valeurs moyennes sont de
70% pour le modèle en « S » et 74% pour le modèle de Tixeront. Les valeurs individuelles
sont généralement supérieures à 66% ; Ce qui témoigne de la bonne reconstitution des
hydrogrammes observés. Des performances très satisfaisantes ont été obtenues à Nzianoa
(90%), à Dimbokro (84%) et à Bocanda (83%) avec le modèle de Tixeront. Une seule
performance très satisfaisante a été obtenue à Dimbokro (81%) avec le modèle en « S ».
Cependant, de faibles valeurs de performances ont été obtenues à Fêtékro où l’on a
enregistré des valeurs satisfaisantes de performances en phase de calage. Le modèle de
Tixeront se trouve être le modèle le plus performant, suivi du modèle en «S».
Une appréciation des résultats de simulation montre que les débits simulés sont tous
supérieurs aux débits observés quels que soient le bassin versant test et le modèle considérés
(tableau XXV). Les débits observés sont plus proches des débits simulés par le modèle de
Tixeront que ceux simulés par le modèle en «S».
Tableau XXV: Débits observés et simulés (mm) par les modèles en «S» et de Tixeront en
phase de validation (1961-1972)
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fétêkro
Débit observé
77,8
81,5
91,1
124,4
121,6
Débit simulé par le modèle Débit simulé par le modèle
en «S»
de Tixeront
94,4
86,8
91,6
86,2
102,5
94,2
138,5
134,1
131,4
127,0
132
Les hydrogrammes de quelques bassins sont représentés aux figures 38 et 39.
a)
Débit observé (mm)
Nash=90%
Débit simulé (mm)
250
Débit (mm)
200
150
100
50
0
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
Année
b)
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Nash=84%
250
Débit (mm)
200
150
100
50
0
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
Année
c)
Débit observé (mm)
Nash=83%
Débit simulé (mm)
300
Débit (mm)
250
200
150
100
50
0
1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973
Année
Figure 38: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle de
Tixeront du N’zi (1961-1972) : a- à N’zianoa ; b- à Dimbokro ; c- à Bocanda
133
a)
Débit observé (mm)
Nash=73%
Débit simulé (mm)
300
Débit (mm)
250
200
150
100
50
0
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
Année
b)
Nash=81%
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
250
Débit (mm)
200
150
100
50
0
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
Année
c)
Débit observé (mm)
Nash=79%
Débit simulé (mm)
300
Débit (mm)
250
200
150
100
50
0
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
Année
Figure 39: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle en
«S» du N’zi (1961-1972): a- à N’zianoa ; b- à Dimbokro ; c- à Bocanda
134
La figure 38 montre une surévaluation en 1963 et une sous-évaluation en 1968 à la
station de Bocanda avec le modèle de Tixeront. La figure 39 montre également une
surévaluation en 1963 aux stations de N’zianoa et Bocanda avec le modèle en « S ». Ces
anomalies seraient liées à des caractéristiques propres au bassin, d’autant plus qu’elles ne sont
pas généralisées. Cependant, au cours de l’année 1970, une anomalie est observée au niveau
des différents hydrogrammes quel que soit le modèle utilisé (figures 38 et 39). L’année 1970,
identifiée comme une année de rupture brutale entre la période antérieure humide et la
sécheresse subie par le bassin du N’zi, l’idée de difficultés rencontrées par les modèles à
simuler les comportements hydroclimatiques perturbés se conforte.
Les deux modèles annuels ont obtenu des performances en terme du critère de Nash en
phase de calage généralement inférieures à 60 % sur la période 1973-1997. En phase de
validation, les modèles annuels ont obtenu des performances généralement supérieures à 60 %
sur la période 1961-1972.
La validation étant la phase test des modèles, on conclut que ces modèles ont apporté
des réponses satisfaisantes quant à la simulation des débits observés.
Le modèle de Tixeront et le modèle en «S» présentent un fonctionnement général
similaire et sont les plus aptes à reproduire correctement les hydrogrammes observés. Les
modèles annuels utilisés (modèle en « S » et modèle de Tixeront) sont performants au regard
des résultas obtenus.
Au-delà des performances des différentes phases (calage et validation), la robustesse
des différents modèles annuels utilisés a été étudiée.
6.1.1.3. Robustesse des modèles annuels
A l’instar, de la fiabilité des modèles identifiés en terme de critère de performance
plus particulièrement en validation, la robustesse est l’une des qualités les plus importantes et
les plus souhaitables des modèles permettant de leur conférer une bonne crédibilité (Perrin,
2000).
La robustesse peut être quantifiée par la variation des performances moyennes, lorsque
l’on passe de la phase de calage à la phase de validation. Ainsi, a été évaluée la capacité du
modèle à fournir en phase de contrôle, sur des données différentes de celles utilisées en
calage, des performances de même qualité qu’en phase d’optimisation.
135
Les tableaux XXVI et XXVII donnent successivement les performances en calage et
en validation sur les périodes 1961-1972 et 1973-1997
Tableau XXVI: Comparaison des performances des différents modèles annuels au cours
des deux périodes de calage (1961-1997)
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fétêkro
Moyenne
Modèle en «S»
Modèle de Tixeront
1961-1972 1973-1997 1961-1972 1973-1997
91
60
90
61
90
49
92
49
88
52
88
53
68
54
65
53
52
61
51
59
78
55
78
55
Tableau XXVII: Comparaison des performances des différents modèles annuels au
cours des deux périodes de validation (1961-1997)
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fétêkro
Moyenne
Modèle en « S »
Modèle de Tixeront
1961-1972 1973-1997 1961-1972 1973-1997
73
91
90
66
81
48
84
47
79
67
83
65
66
60
66
60
49
71
46
74
70
67
74
63
Une comparaison des performances des différents modèles montrent d’abord que les
performances en calage (tableau XXVI) au cours de la période 1961-1972 (78%) restent
supérieures à celles de la période 1973-1997 (55%) quel que soit le modèle utilisé. En
validation (tableau XXVII), le même phénomène est observé au niveau des deux modèles. Au
niveau du modèle en « S », une performance moyenne de 70% est observée au cours de la
période 1961-1972, contre une moyenne de 67% au cours de la période 1973-1997.
Le modèle de Tixeront donne une performance de 74% au cours de la période 19611972, contre 63% au cours de la période 1973-1997.
L’analyse des performances moyennes des modèles de Tixeront et en « S » en calage
(66%) et en validation (68%), montre que ces deux modèles sont performants et de
performance similaire (tableau XXVIII).
136
Tableau XXVIII: Performances moyennes et critère de robustesse des différents
modèles annuels (1961-1997)
Performance moyenne
en calage
«S»
Tixeront
Bassins
N'zianoa
75
76
Dimbokro
69
71
Bocanda
70
71
M'bahiakro 61
59
Fétêkro
56
55
Moyenne
66
66
Performance moyenne
en validation
«S»
Tixeront
82
78
65
66
73
74
63
63
60
60
68
68
Critère de robustesse
«S»
Tixeront
6
3
-4
-5
3
3
2
4
4
5
2
2
En phase de calage, seul le bassin d’exutoire Fêtékro a obtenu une performance non
satisfaisante. Quel que soit le bassin, la performance moyenne en validation est supérieure à
60%, ce qui témoigne de la satisfaction de la simulation des débits moyens annuels dans le
bassin versant du N’zi. Les mauvaises performances obtenues au niveau du N’zi, à Fétêkro en
calage comme en validation, mettent en évidence l’inadéquation des modèles de Tixeront et
en « S » à ce bassin. Néanmoins, on ne peut pas généraliser cette affirmation à l’ensemble des
bassins, comme le démontrent les résultats de calage et de validation pour les autres bassins.
Caler sur une période sèche (1973-1997) et valider sur une période humide (19611972) semble donc augmenter les performances et la robustesse des modèles appliqués pour
l’ensemble des bassins versants. Les résultats obtenus révèlent la robustesse des algorithmes
utilisés qui convergent vers une solution optimale, en terme de performance du critère de
Nash. Ces résultats montrent que le découpage dans les proportions 2/3 et 1/3 de la phase de
calage (1973-1997) et de validation (1961-1972) améliore significativement les performances
des critères de performance.
En effet, si les périodes les plus longues incluent généralement une bonne variabilité
d’évènements hydrologiques et sont représentatives de la gamme de conditions pouvant se
produire sur les bassins, les périodes les plus courtes, en revanche, peuvent être dépendantes
de conditions plus extrêmes affectant la période considérée. Les conditions très particulières
qui en découlent ont un impact non négligeable sur les résultats de calage et de validation.
Procéder au calage des séries sur une période homogène (période sèche dans le cas de
notre étude) semble augmenter les performances du critère de Nash pour tous les bassins
versants et tous les modèles étudiés.
Les valeurs du critère de robustesse (écarts de variation des performances) varient
entre -5 (Dimbokro) et 5 (Fétêkro) pour le modèle de Tixeront (tableau XXVIII).
137
Le critère de robustesse oscille entre -4 (Dimbokro) et 6 (N’zianoa) pour le modèle en
« S » (tableau XXVIII). Les valeurs négatives du critère de robustesse ont été obtenues
seulement au niveau de Dimbokro pour l’ensemble des deux modèles. Les valeurs moyennes
observées du critère de robustesse sont égalent à deux (2) pour les deux modèles. Ces résultats
montrent que les deux modèles ont été moins robustes à Dimbokro, comparativement aux
autres bassins. Les valeurs du critère de robustesse sont toutes supérieures à -10% (tableau
XXVIII). Les modèles de Tixeront et en « S » manifestent une stabilité beaucoup plus grande
entre le calage et la validation, en terme d’évolution du critère de qualité.
Ces résultats montrent que les modèles annuels retenus pour cette étude (modèle en
« S » et modèle de Tixeront) sont robustes et sont donc capables de fournir des simulations de
qualité supérieure à celles obtenues lors du calage. Les deux modèles semblent avoir les
mêmes degrés de robustesse.
6.1.1.4. Analyse des paramètres des modèles annuels
Les paramètres de modèles hydrologiques conceptuels globaux n’ont généralement
pas de correspondance directe sur le terrain et leurs valeurs sont donc déterminées par calage.
L’explication de ces paramètres est un objectif recherché pour permettre la résolution d’un
grand nombre de problèmes hydrologiques. Les différents modèles utilisés ont été construits
presque entièrement à partir du seul objectif de la bonne reproduction des débits réellement
observés, c’est-à-dire pour une meilleure adéquation entre les sorties des modèles et les débits
réels et non pour satisfaire un certain nombre de préconceptions sur le cycle hydrologique
dans un bassin versant.
Le paramètre de calage «a» varie entre 1,08 et 1,20, selon les modèles et quelle que
soit la période de calage (tableau XXIII). Pour un modèle donné, le paramètre «a» varie très
peu en passant d’une période de calage à une autre. Le rapprochement des valeurs du
paramètre « a » de l’unité traduit le caractère correctif de ce paramètre.
Ce paramètre semble croître de l’amont, où les pluviométries sont les plus faibles avec
des ETP fortes, vers l’aval, où les pluviométries sont les plus élevées et les ETP les plus
faibles. Les valeurs les plus faibles du paramètre de calage coïncident avec les bassins à
végétation savanicole (bassin d’exutoire Fêtékro). L'homogénéité du paramètre de calage
signifie donc que ces bassins fonctionnent de manière similaire.
138
De même, on obtient des valeurs de paramètre presque égaux entre le bassin du N’zi à
Fêtékro et le bassin du N’zi à M’bahiakro, qui soulignent la grande similitude de
comportement entre ces deux sous-bassins directement emboîtés qui comportent des
conditions climatiques, géomorphologiques et physiographiques très proches.
Le bassin d’exutoire N’zianoa et celui d’exutoire Dimbokro fonctionnent
différemment des autres ; Ce qui s’expliquerait par leur situation plus en aval qui prend en
compte toute la complexité hydrologique engendrée par le continuum savane-forêt,
l’apparition de la chaîne baoulé et l’augmentation du réseau hydrographique.
On retient de l’étude des paramètres de calage des différents modèles utilisés que les
valeurs du paramètre de calage « a » obtenues, à partir des deux modèles, sont valables
conformément au sens donné à ce paramètre par Mouelhi (2003). Un seul paramètre libre
représenté par « a », le coefficient de correction de l’évapotranspiration, semble donc suffisant
pour la modélisation de la relation pluie-débit au pas de temps annuel.
La lame d’eau écoulée annuellement dépendant de nombreux paramètres autres que la
hauteur de pluie annuelle et l’ETP annuelle (végétation, répartition de la pluie dans le temps,
etc.), les modèles globaux au pas annuel semblent limités dans leurs performances. En effet,
les mécanismes complexes de fonctionnement du bassin ne sont pas pris en compte par les
algorithmes des modèles annuels précédents. Par conséquent, une reconstitution des
hydrogrammes au pas de temps mensuel a été effectuée à partir du modèle GR2M.
6.1.2. PERFORMANCES ET ROBUSTESSE DU MODÈLE MENSUEL GR2M
Le calage a été effectué sur la période 1973-1997, suivi de la validation sur la période
1961-1972. Le tableau XXIX présente les résultats de simulations des écoulements mensuels
effectuées au niveau des 5 stations retenues avec le modèle GR2M.
Tableau XXIX: Résultats des calages (1973-1997) et des validations (1961-1972) du
modèle GR2M
N’zianoa
Dimbokro
Bocanda
M’bahiakro
Fêtékro
Moyenne
Paramètre X1
11 271
1 212
8 103
907
735
4 445
Paramètre X2
0,04
0,58
0,05
0,65
0,61
0,39
139
Calage
49
75
45
81
79
66
Validation
39
71
40
77
76
61
6.1.2.1. Performances en phases de calage et de validation de GR2M
Les calages avec le modèle GR2M sont de bonne qualité (tableau XXIX). La
performance moyenne du critère de Nash est de 66%. Les stations de Dimbokro, M’bahiakro
et de Fétêkro présentent les plus fortes performances qui restent supérieures à 75% (figure
40). Les stations de Bocanda (45%) et de N’zianoa (49%) montrent des valeurs inférieures à
60%.
a)
Débit (mm)
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Nash=75%
50
40
30
20
10
0
-7
nv
ja
3
-7
nv
ja
5
7
-7
nv
a
j
9
-7
nv
a
j
n
ja
81
v-
n
ja
83
v-
n
ja
85
v-
-8
nv
ja
7
-8
nv
ja
1
-9
nv
a
j
9
3
-9
nv
a
j
n
ja
95
v-
n
ja
97
v-
Mois
b)
Débit observé (mm)
Nash=81%
Débit (mm)
Débit simulé (mm)
70
60
50
40
30
20
10
0
73
vn
ja
-7
nv
ja
5
77
vn
ja
79
vn
ja
-8
nv
ja
1
-8
nv
ja
3
85
vn
ja
87
vn
ja
-8
nv
ja
9
91
vn
ja
93
vn
ja
-9
nv
ja
5
-9
nv
ja
7
Mois
c)
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Nash=79%
Débit (mm)
100
80
60
40
20
7
ja
nv
-9
5
ja
nv
-9
3
ja
nv
-9
1
ja
nv
-9
9
ja
nv
-8
7
ja
nv
-8
5
ja
nv
-8
3
ja
nv
-8
1
ja
nv
-8
9
ja
nv
-7
7
ja
nv
-7
5
ja
nv
-7
ja
nv
-7
3
0
Mois
Figure 40: Hydrogrammes observés et simulés en phase de calage par le modèle
GR2M (1973-1997): a- à Dimbokro ; b- à M’bahiakro ; c- à Fétêkro
140
Les lames d’eau moyennes mensuelles calculées reproduisent les variations
saisonnières de manière satisfaisante sur l’échantillon de calage. Les crues ont été mal
simulées après 1982, année qui marque une intensification des phénomènes de dégradation
des conditions hydroclimatiques dont les paramètres liés constituent les variables de forçage
des différents modèles. Le modèle semble montrer quelques difficultés dans les productions
des écoulements en périodes de basses eaux auquel cas, il pourrait s’agir de la qualité des
données. En effet, les données de pluies peuvent être biaisées par une mauvaise représentation
spatiale des mesures. Aussi, les forts débits sont-ils souvent estimés avec des incertitudes plus
élevées que les faibles débits.
Les performances en validation sont jugées en fonction du même critère que celui
utilisé en calage. La performance moyenne obtenue est 61% (tableau XXVI). Les valeurs du
critère de Nash en dehors des stations de N’zianoa et Bocanda restent supérieures à 71%
(tableau XXVI et figure 41). Les mauvaises valeurs de Nash obtenues à N’zianoa (39%) et
Bocanda (40%) peuvent s’expliquer par le fait que les pointes de crues ne sont jamais
correctement reproduites. Toutes ces perturbations font que le Nash obtenu est faible.
La forme des hydrogrammes calculés en phases de calage et de validation concorde
assez bien avec celle des hydrogrammes observés, cependant les plus forts débits de pointe ne
sont pas toujours bien reproduits. Le modèle GR2M les sous-estime.
La dynamique des écoulements est cependant bien reproduite. Sur la figure 40, le
modèle GR2M a produit des débits très faibles au cours de la période 1983-1985 qui coïncide
effectivement avec la persistance de la sécheresse pendant cette période.
Ce résultat montre que le modèle GR2M arrive à mieux reconstituer les débits pendant
les moments secs que les modèles annuels (modèle en « S » et modèle de Tixeront). Le
modèle GR2M, qui fait une reproduction correcte des faibles débits, a du mal à répondre de
façon adéquate au forçage des pluies fortes qui peuvent éventuellement avoir lieu en début de
cette saison.
141
a)
Débit observé (mm)
Nash=71%
Débit simulé (mm)
70
Débit (mm)
60
50
40
30
20
10
0
61
vn
ja
62
vn
ja
63
vn
ja
64
vn
ja
65
vn
ja
66
vn
ja
68
vn
ja
67
vn
ja
70
vn
ja
69
vn
ja
71
vn
ja
72
vn
ja
Mois
b)
Débit observé (mm)
Nash=77%
Débit (mm)
Débit simulé (mm)
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
61
vn
ja
62
vn
ja
63
vn
ja
64
vn
ja
65
vn
ja
66
vn
ja
67
vn
ja
68
vn
ja
69
vn
ja
70
vn
ja
71
vn
ja
72
vn
ja
Mois
c)
Nash=76%
Débit observé (mm)
Débit (mm)
Débit simulé (mm)
j
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
61
vn
a
j
62
vn
a
nv
ja
3
-6
nv
ja
4
-6
65
vn
ja
j
66
vn
a
j
67
vn
a
j
68
vn
a
nv
ja
9
-6
nv
ja
0
-7
71
vn
ja
j
72
vn
a
Mois
Figure 41: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle
GR2M (1961-1972) : a- à Dimbokro ; b- M’bahiakro ; c- Fétêkro
142
Les débits observés et simulés par le modèle GR2M sont présentés dans le tableau XXX.
Tableau XXX: Débits observés et simulés (mm) par le modèle GR2M
Calage
Validation
Bassins
Débit observé Débit simulé Débit observé Débit simulé
5,7
N'zianoa
3,5
4,2
6,4
7,5
Dimbokro
3,6
3,7
6,9
5,6
Bocanda
4,1
4,1
7,1
10,6
M'bahiakro
4,8
5,3
8,8
9,5
Fétêkro
5,7
4,9
10
7,8
Moyenne
4,3
4,4
7,8
L’analyse du tableau XXX montre que le débit moyen observé est de 4,3 mm et le
débit moyen simulé est de 4,4 mm en calage. En validation, le débit moyen observé est égal
au débit moyen simulé qui est de 7,8 mm. Les débits simulés par le modèle GR2M en calage
comme en validation sont proches, par valeurs supérieures ou par valeurs inférieures, aux
débits observés.
Les performances du critère de Nash lors du calage sont supérieures à celles obtenues
en phase de validation quel que soit le bassin versant. Les meilleures performances sont en
général obtenues au niveau des sous-bassins situés en amont, c’est-à-dire dans la zone
relativement savanicole. Ce constat est contraire à celui obtenu avec les modèles conceptuels
au pas annuel. L’ensemble des résultats obtenus en dehors des stations de N’zianoa et
Bocanda témoignent de la bonne reconstitution des hydrogrammes observés, tant en phase de
calage qu’en phase de validation. Les débits extrêmes (débit de crue et débit d’étiage) sont
bien reconstitués.
Un éventuel biais du modèle peut être mis en évidence en traçant la corrélation entre
débits observés et débits simulés. La figure 42 illustre les cas lors de la validation aux stations
de Dimbokro et de Fêtékro. Aucun biais, qu’il soit systématique ou fonction des débits
simulés, n’est observable sur ces figures.
Les résultats obtenus au niveau de la modélisation à l’échelle mensuelle confirment les
meilleures performances obtenues sur un calage sur la période homogène sèche (1973-1997)
suivi d’une validation sur la période humide (1961-1972).
L’ensemble des résultats obtenus concourt à affirmer que le modèle GR2M est un
modèle performant donc capable de simuler des débits mensuels proches de ceux observés.
143
a)
Bassin versant du N'zi à Dim bokro
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
65
D é bit o bs e rv é ( m m )
b)
Bassin versant du N'zi à Fêtékro
95
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
0
5
10
15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95
Débit observé (mm)
Figure 42: Débits observés et débits simulés en calage par le modèle GR2M :
a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro
144
6.1.2.2. Analyse des paramètres du modèle GR2M
En ne tenant compte que des valeurs pour lesquelles on enregistre des performances
satisfaisantes, le paramètre X1 (capacité maximale du réservoir sol) varie de 403 mm à près de
1212 mm, avec une moyenne de l’ordre de 841 mm (tableau XXIX). La capacité maximale du
réservoir «sol» reste donc variable et augmente avec la taille du bassin.
Le paramètre X2 (paramètre d’échange souterrain au niveau du réservoir «eau
gravitaire») oscille entre 0,60 et 0,66, avec une moyenne de 0,62 (tableau XXIX). Les valeurs
de X2 restent donc inférieures à 1, ce qui indique des apports d’eau au niveau des différents
bassins.
Les plus mauvaises performances du critère de Nash correspondent aux plus faibles
valeurs de X1 et aux valeurs les plus élevées de X2. Les meilleures performances en calage et
en validation ont été obtenues pour les valeurs les plus faibles de X2 et les plus fortes de X1. Il
semble que le modèle GR2M soit plus sensible aux variations sur le paramètre X1.
Il est certain que la capacité en eau du sol est une donnée essentielle pour le bon
fonctionnement du modèle au même titre que les précipitations. En phase de calage ou de
validation, le décalage (retard ou avance) de l’hydrogramme simulé pourrait s’expliquer en
grande partie par la mauvaise simulation de la fin des saisons des pluies qui, dans le cas des
années déficitaires, est fortement sous-estimée. Elle est cependant fortement surestimée pour
les années excédentaires où la réponse à la forte concentration pluviométrique en fin de saison
est encore mal reproduite par le modèle.
L’étude des paramètres du modèle GR2M montre que les différents bassins étudiés ont
des réservoirs « sols » de fortes capacités. Les différents bassins ont des échanges d’apports
avec l’extérieur.
Quel pas de temps serait-il intéressant pour la simulation des écoulements au niveau
des différents bassins tests dans un contexte de variabilité climatique et de modification de
l’occupation du sol? Cette question nous amène à faire une analyse comparative des débits
simulés par les différents modèles (modèles annuels et modèle au pas mensuel).
6.1.2.3. Analyse comparative des débits simulés par les différents modèles
Une agrégation des débits mensuels simulés a été réalisée à l’échelle annuelle. Une
estimation du critère de Nash à partir des lames d’eau annuelles observées et simulées a été
réalisée sur les 3 bassins ayant donnés les meilleurs résultats au cours de la simulation.
145
Une comparaison des performances en terme de critère de Nash des modèles annuels
(modèle en «S» et modèle de Tixeront) et du modèle GR2M avec des débits agrégés au pas
annuel (tableau XXXI), montre qu’en calage (figure 43) comme en validation (figure 44), les
débits simulés par le modèle GR2M et agrégés au pas de temps annuel sont plus proches des
débits observés que les débits simulés directement par les modèles annuels. Ces résultats se
traduisent par de fortes performances au niveau du modèle GR2M. En effet, il est enregistré
une performance de 66% au niveau du modèle GR2M en calage contre 54% et 55%
consécutivement au niveau du modèle de Tixeront et du modèle en «S».
En phase de validation, le modèle GR2M enregistre 77% comme performance contre
61% et 66% successivement pour le modèle en «S» et le modèle de Tixeront.
Tableau XXXI: Comparaison des performances des modèles annuels et du modèle
GR2M aux résultats agrégés au pas annuel
Nash en calage (%) Nash en validation (%)
Bassins
"S" Tixeront GR2M "S" Tixeront GR2M
Dimbokro 49
49
67 80
84
81
M'bahiakro 54
53
66 56
66
75
Fétêkro
61
59
66 46
46
76
Moyenne 55
54
66 61
66
77
Les hydrogrammes sont mieux calculés en phase de validation qu’en phase de calage.
En phase de calage, les débits des périodes 1973-1977 et 1994-1997 sont mal reconstitués
(figure 43).
Agréger les résultats d’un modèle mensuel au pas de temps annuel permet donc
d’obtenir de meilleurs résultats plutôt que de faire tourner des modèles annuels. Il y a donc un
impact positif des pluies mensuelles sur la simulation des débits annuels. Cependant, il ne
s’agit pas d’abandonner l’utilisation des modèles annuels. En effet, ceux-ci ont été
particulièrement performants au niveau des bassins versants du N’zi à N’zianoa et à Bocanda.
A ce niveau, le modèle mensuel n’a pas montré son efficacité. Ainsi, les bassins pour
lesquels on obtient les meilleurs résultats à partir des modèles annuels ne sont pas ceux pour
lesquels on obtient les meilleurs résultats avec le modèle mensuel. Les modèles annuels et les
modèles mensuels restent donc complémentaires et leur choix doit dépendre du phénomène à
mettre en évidence.
146
a)
Bassin du N'zi à Dimbokro
Nash=67%
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
120
Débit (mm)
100
80
60
40
20
0
1973
1975
1977
1979
1981
1983
1985
1987
1989
1991
1993
1995
1997
Année
b)
Bassin versant du N'zi à Fêtékro
Débit observé (mm)
Nash=66%
Débit simulé (mm)
Débit (mm)
200
150
100
50
0
1973 1975 1977 1979 1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997
Année
Figure 43: Débits mensuels issus du modèle GR2M agrégés au pas de temps annuel en
phase de calage au niveau des bassins versants du N’zi : a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro
147
a)
Bassin versant du N'zi à Dim bokro
Nash=81%
Débit observé (mm)
Débit (mm)
Débit simulé (mm)
240
220
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972
Année
b)
Bassin versant du N'zi à Fêtékro
Débit observé (mm)
Nash=76%
Débit simulé (mm)
Débit (mm)
350
300
250
200
150
100
50
0
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
Année
Figure 44: Débits mensuels issus du modèle GR2M agrégés au pas de temps annuel en
validation au niveau des bassins versants du N’zi : a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro
6.1.2.4. Robustesse du modèle GR2M
Le tableau XXXII donne les performances en calage sur la période 1961-1972 et en
validation sur la période 1973-1997 et récapitule les performances antérieures en calage
(1973-1997) et validation (1961-1972). Les résultats du tableau XXXIII mettent en évidence
les écarts de variation des performances moyennes obtenues entre la phase de calage et celle
de la validation au niveau du modèle GR2M.
148
Tableau XXXII: Synthèse des performances en calage (1961-1972 et 1973-1997) et en
validation (1961-1972, 1973-1997) du modèle GR2M
Calage
Validation
1961-1972 1973-1997 1961-1972 1973-1997
N’zianoa
45
49
39
27
Dimbokro
72
75
71
75
Bocanda
49
45
40
36
M’bahiakro
77
81
77
79
Fétêkro
78
79
76
76
Moyenne
64
65
61
58
Tableau XXXIII: Performances moyennes et critère de robustesse du modèle GR2M
(1961-1997)
Performance
moyenne (calage)
N’zianoa 47
Dimbokro 73
Bocanda
47
M’bahiakro 79
Fétêkro
78
Moyenne 65
Performance
Ecarts de
moyenne (validation) variation
33
-14
73
0
38
-9
78
-1
76
-2
60
-5
L’analyse des différentes performances (tableau XXXII) montre d’abord que les
performances en calage sont supérieures à celles en validation. Ensuite, on constate que les
performances en calage sur la période 1961-1972 sont supérieures à celles de la période 19731997. Enfin, on remarque que les performances en validation de la période 1973-1997 sont
supérieures à celles de la période 1961-1972.
Le tableau XXXIII montre que la performance moyenne en calage est de 65% et celle
en validation est de 60%. Les performances moyennes en calage sont supérieures ou égales à
celles de la validation. Ces différentes valeurs montrent que les performances obtenues au
niveau du modèle GR2M sont satisfaisantes.
La chute de performance, en passant de la phase de calage à la phase de validation,
oscille entre -14% et 0%, avec une moyenne de -5% (tableau XXXIII). Les valeurs du critère
de robustesse les plus élevées sont observées au niveau des stations de N’zianoa (-14%) et
Bocanda (-9%). La plus faible valeur (nulle) est enregistrée à Dimbokro. Ces valeurs
indiquent que les performances induites au niveau du calage dans la procédure d’optimisation
se dégradent au cours de la validation.
149
Les valeurs du critère de robustesse constatées par référence au critère de qualité
utilisé (critère de Nash), sont en général inférieures à -10%, ce qui traduit la qualité de la
robustesse du modèle GR2M.
Dans l’ensemble, les résultats obtenus avec le modèle GR2M sont satisfaisants. Les
performances du critère de Nash sont généralement supérieures à 70% en calage et en
validation, atteignant parfois 80%. GR2M est un modèle performant et robuste et représente
de façon assez satisfaisante la relation entre la pluie moyenne mensuelle estimée sur chaque
bassin versant et le débit moyen mensuel enregistré à son exutoire. GR2M allie donc
parcimonie (un faible nombre de paramètres rendant leur optimisation facile) et robustesse.
Cependant, des limites persistent dans la modélisation de la relation pluie-débit. Les
incertitudes associées aux débits simulés ont donc été étudiées.
6.1.3. INCERTITUDES ASSOCIÉES AUX DÉBITS SIMULÉS
6.1.3.1. Modèles annuels
Les incertitudes relatives aux débits calculés par les modèles annuels (modèle de Tixeront
et modèle en « S ») en phases de calage et de validation sont consignées dans le tableau
XXXIV.
Tableau XXXIV: Incertitudes relatives aux débits calculés en phases de calage (19731997) et validation (1961-1972) par les modèles en «S» et de Tixeront
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fêtékro
Moyenne
Incertitudes en
calage
"S"
Tixeront
0,95
1,01
1,01
1,05
0,91
0,98
0,97
1,00
1,11
1,14
0,99
1,04
Incertitudes en
validation
"S"
Tixeront
0,82
0,89
0,87
0,93
0,88
0,95
0,87
0,90
0,95
0,99
0,88
0,93
Les valeurs moyennes des incertitudes associées aux débits calculés varient de 0,95
(N’zianoa) à 1,11 (Fêtékro) au niveau du modèle en « S » en phase de calage.
150
Les incertitudes associées aux débits calculés par le modèle de Tixeront varient entre
0,98 (Bocanda) et 1,14 (Fêtékro). Les incertitudes les plus élevées en calage se situent donc
au niveau des résultats obtenus à Fêtékro. En phase de validation, les résultats d’incertitudes
les plus faibles ont été obtenus à N’zianoa, 0,82 pour le modèle en « S » et 0,89 pour le
modèle de Tixeront.
Les résultats d’incertitudes les plus élevés ont été obtenus au niveau de Fêtékro, avec
une valeur de 0,95 dans le cas du modèle en « S » et 0,93 dans le cas du modèle de Tixeront.
Pour un modèle donné, les incertitudes sur les débits simulés sont plus importantes en
phase de calage qu’en validation. Une comparaison des incertitudes associées aux débits
simulés au niveau des différents modèles (modèle de Tixeront et modèle en « S ») montre que
celles-ci sont plus importantes au niveau du modèle de Tixeront.
En calage, la moyenne des incertitudes associées aux débits simulés par le modèle en
« S » est plus proche de 1 (donc plus satisfaisante) que celle du modèle de Tixeront. En phase
de validation, la moyenne des incertitudes associées aux débits simulés par le modèle de
Tixeront est plus de 1 que celle du modèle en « S ». Les meilleures incertitudes sont obtenues
en phase de calage où les valeurs sont proches de 1 qui est la valeur de référence qui suppose
une égalité entre le débit observé et le débit simulé.
Nous pouvons constater que les faibles débits sont souvent fortement surestimés et que
les débits de pointe sont sous-estimés (figures 45 et 46).
6.1.3.2. Modèle GR2M
Les incertitudes associées aux débits simulés par le modèle GR2M en phase de calage
(1973-1997) et de validation (1961-1972) sont consignées dans le tableau XXXV.
Tableau XXXV: Incertitudes en phases de calage et de validation dans le bassin du N’zi
Bassins
N'zianoa
Dimbokro
Bocanda
M'bahiakro
Fêtékro
Moyenne
Incertitude en calage
Incertitude en validation
0,62
0,85
0,67
0,64
0,73
1,00
0,56
0,54
0,90
0,63
0,70
0,73
151
a)
120
100
10
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Incertitude
60
1
Incertitude
Débit (mm)
80
40
20
0,1
19
73
19
74
19
75
19
76
19
77
19
78
19
79
19
80
19
81
19
82
19
83
19
84
19
85
19
86
19
87
19
88
19
89
19
90
19
91
19
92
19
93
19
94
19
95
19
96
19
97
0
Année
b)
120
100
10
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Incertitude
60
1
Incertitude
Débit (mm)
80
40
20
0,1
19
73
19
74
19
75
19
76
19
77
19
78
19
79
19
80
19
81
19
82
19
83
19
84
19
85
19
86
19
87
19
88
19
89
19
90
19
91
19
92
19
93
19
94
19
95
19
96
19
97
0
Année
Figure 45: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) en
phase de calage à N’zianoa : a- modèle en « S » ; b- modèle de Tixeront
En phase de calage, les valeurs d’incertitudes varient entre 0,56 (M’bahiakro) et 0,90
(Fêtékro) avec une moyenne de 0,70. Les incertitudes estimées oscillent entre 0,54
(M’bahiakro) et 1,00 (Bocanda) en validation avec une moyenne de 0,73.
Contrairement aux modèles au pas annuel, les incertitudes associées aux débits
simulés par le modèle GR2M sont plus importantes en phase de validation qu’en phase de
calage. Elles restent plus mauvaises que celles des modèles de Tixeront et en «S».
152
a)
250
10
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Incertitude
150
1
100
Incertitude
Débit (mm)
200
50
0
0,1
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
Année
b)
250
10
Débit observé (mm)
Débit simulé (mm)
Incertitude
150
1
100
Incertitude
Débit (mm)
200
50
0
0,1
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
Année
1968
1969
1970
1971
1972
Figure 46: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) en
phase de validation à Dimbokro: a- modèle en « S » ; b- modèle de Tixeront
Les résultats du tableau XXXV et la figure 47 illustrent le fait que les débits simulés
par le modèle GR2M sont généralement surestimés. Pour une meilleure appréciation des
erreurs constatées, des représentations sur un fond logarithmique des incertitudes en fonction
des débits calculés en phase de calage où celles-ci s’éloignent plus de la valeur de référence
(1), ont été effectuées (figure 48). Ces représentations permettent effectivement d’observer
que les faibles débits sont jusqu’à dix fois surestimés. Quant aux forts débits, ils sont moins
de dix fois sous-estimés.
Les débits sont simulés par les différents modèles avec une certaine incertitude mais
qui reste acceptable.
153
a)
70
10
Débit observé (mm)
Débit simulé
Incertitude
60
50
Débit (mm)
1
40
30
0,1
20
10
0,01
ja
nv
ja 73
nv
ja 74
nv
-7
ja 5
nv
ja 76
nv
ja 77
nv
ja 78
nv
ja 79
nv
ja 80
nv
ja 81
nv
ja 82
nv
-8
ja 3
nv
ja 84
nv
ja 85
nv
ja 86
nv
ja 87
nv
ja 88
nv
ja 89
nv
ja 90
nv
-9
ja 1
nv
ja 92
nv
ja 93
nv
ja 94
nv
-9
ja 5
nv
ja 96
nv
-9
7
0
Année
b)
100
10
Débit observé (mm)
90
80
Débit simulé (mm)
Incertitude
Débit (mm)
70
1
60
50
40
0,1
30
20
10
0
61
nv
a
j
0,01
2
-6
nv
a
j
3
-6
nv
a
j
4
-6
nv
a
j
5
-6
nv
a
j
6
-6
nv
a
j
7
-6
nv
a
j
8
-6
nv
a
j
9
-6
nv
a
j
0
-7
nv
a
j
1
-7
nv
a
j
2
-7
nv
a
j
Année
Figure 47: Comparaison entre incertitudes et hydrogrammes (observés et simulés) du
modèle GR2M: a- en phase de calage à M’bahiakro ; b- en phase de validation à Fêtékro
154
a)
10
Incertitude
1
0,01
0,1
1
10
100
0,1
0,01
Débit simulé (mm)
b)
10
Incertitude
1
0,01
0,1
1
10
100
0,1
0,01
Débit simulé (mm)
Figure 48: Incertitudes associées aux débits simulés en calage:
a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro
6.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS DE MODÉLISATION HYDROLOGIQUE
Concernant l’évaluation des outils, différents modèles ont été testés. Il s’agit des
modèles de Tixeront et en «S» qui sont au pas annuel et le modèle mensuel GR2M.
L’analyse des performances moyennes des modèles de Tixeront et en «S» en calage
(66%) et en validation (68%) sur les périodes 1961-1972 et 1973-1997, montre que ces deux
modèles sont performants et de performance similaire. Les modèles utilisés possèdent un seul
paramètre libre. En effet, le faible nombre de paramètres n’est pas un handicap pour une
bonne reconstitution des débits observés (Makhlouf et Michel, 1992 ; Makhlouf, 1994).
155
Les performances des différents modèles annuels utilisés peuvent être limitées par le
jeu de données de forçage (Chaponnière, 2005). Les deux modèles sont plus performants en
calage et en validation sur le bassin versant principal (N’zianoa). Ces résultats pourraient
s'expliquer par la superficie plus importante du bassin, qui le rend moins sensible aux
perturbations. A cela, il faut ajouter le pas d’observation (annuel) qui permet un équilibre
dans le temps des phénomènes hydrologiques.
Ces deux modèles ont été testés par Mouelhi (2003) sur 429 bassins dont 10 en Côte
d’Ivoire. Ces modèles ont produits des performances satisfaisantes. En effet, une performance
moyenne (validation) de 0,65% a été obtenue à partir du modèle de Tixeront. Une
performance moyenne (validation) de 0,66% a été obtenue à partir du modèle en « S ». Les
résultats obtenus, en terme de performance, au niveau du bassin versant du N’zi se situent
dans le même ordre de grandeur que ceux obtenus par Mouelhi (2003).
Le modèle GR2M a été aussi utilisé au cours de cette étude. Les performances
obtenues en calage varient entre 49% et 81% avec une moyenne de 65%, alors qu’en
validation, elles fluctuent entre 39% et 77% avec une moyenne de 61%. Plusieurs auteurs ont
également utilisé ce modèle pour des études en Afrique de l’Ouest et centrale (Ouédraogo,
2001 ; Ardoin, 2004 ; Sighomnou, 2004). Particulièrement en Côte d’Ivoire, ce modèle a été
utilisé par Ouédraogo (2001) sur les bassins du Bandama (Bada), Niger (Iradougou) et
Sassandra (Semien). Ardoin (2004) l’a appliqué au bassin versant du Sassandra.
Les résultats obtenus au niveau du bassin du Sassandra par Ardoin (2004), montrent
que pour le calage, les performances fluctuent entre 62% et 90,2% avec une moyenne de
83,4%. En validation, les performances varient entre 21,1% et 83,4% avec une moyenne de
55,5%. Les performances sont plus satisfaisantes en calage sur le Sassandra que sur le N’zi.
Par contre, elles sont plus satisfaisantes sur le N’zi que le Sassandra en validation.
Les résultats de Ouédraogo (2001) sur l’ensemble des sept (7) bassins tests répartis
entre le Burkina Faso, le Mali et la Côte d’Ivoire, permet de se rendre compte d’une manière
générale que les calages du modèle GR2M sont de bonne qualité. La moyenne du critère de
Nash est égale à 76% avec la plupart des valeurs supérieures à 60%. En phase de validation,
on observe que le critère de Nash se dégrade. La moyenne du critère n’est plus que de 48%
avec l’apparition de valeurs négatives du critère de Nash. Les résultats de performances
obtenus sur le bassin du N’zi sont donc satisfaisants et s’inscrivent dans l’ordre des
performances obtenues en général sur les bassins versants ouest africains.
156
Les performances obtenues en calage comme en validation pendant la période humide
de 1961-1972, quel que soit le modèle, sont plus élevées que celles obtenues pendant la
période sèche de 1973-1997. Ces résultats montrent que les différentes modélisations font
apparaître les modifications liées aux facteurs de l’écoulement intervenues autour de l’année
1970. Les performances obtenues en calage comme en validation, sont plus élevées pour les
bassins situés en amont, dont la végétation est plus dominée par la savane, que les bassins
incluant une forte proportion de végétation dense (forêt dense et forêt claire). En effet, les
mécanismes complexes de fonctionnement d’une forêt ne sont pas pris en compte par les
différents algorithmes: pas de simulation possible de la litière, pas de prise en compte de
l’interception due au couvert végétal, modélisation simple de l’ETR, etc. (Servat et al., 1997).
Ces résultats amènent à penser que le calage des modèles conceptuels utilisés dans
cette étude, ne peut être fonction que des seules caractéristiques physiques et
géomorphologiques intrinsèques des bassins versants (Servat et al., 1998). Les
caractéristiques climatiques et physiographiques des années et des bassins considérés ont
assurément un rôle important et doivent être, nécessairement, prise en considération dans
toute tentative d’explication des valeurs prises par les algorithmes pluie-débit (Servat et al.,
1997).
Au-delà de toutes ces hypothèses, on peut dire que les résultats obtenus avec
l’application des modèles de Tixeront et en « S » au bassin du N’zi, pourrait démontrer que la
complexité du milieu ne s’adapte pas aussi correctement qu’on pourrait souhaiter à la
conceptualisation proposée par les différents modèles (Bouanani, 2000).
Les résultats relatifs à l’étude de la robustesse montre que les différents modèles
annuels sont robustes et semblent avoir les mêmes degrés de robustesse. En effet, les écarts de
variation calculés sont supérieurs à -10%. Il existe cependant, des incertitudes associées aux
valeurs de débits simulés par les différents modèles annuels. Les valeurs moyennes des
incertitudes associées aux débits annuels calculés varient de 0,88 à 1,04. Une comparaison des
incertitudes associées aux débits simulés, d’une part, par le modèle de Tixeront (1,04 en
calage et 0,93 en validation) et, d’autre part, par le modèle en «S» (0,99 en calage et 0,88 en
validation), montre que celles-ci sont plus importantes au niveau du modèle de Tixeront. La
robustesse des différents modèles annuels retenus a été mise en évidence par Mouelhi (2003).
L’étude des incertitudes des différents modèles annuels n’a pas été abordée par Mouelhi
(2003).
157
Au niveau du modèle GR2M, les écarts de variation entre les performances moyennes
du calage à la validation sont supérieurs à -10% et inférieurs ou égaux à 0. Ces résultats
montrent la robustesse du modèle GR2M. Cette robustesse du modèle GR2M mise en
évidence au cours de cette étude est confirmée par les résultats de Ouédraogo (2001), Ardoin
(2004), Sighomnou (2004). Pour le modèle GR2M, les incertitudes moyennes associées à la
simulation, sont de 0,70 en calage et 0,73 en validation. Ces incertitudes sont dans une marge
acceptable. Les travaux de Ardoin (2004) ont montré que le modèle GR2M est
particulièrement
sensible
aux
précipitations
en
comparaison
avec
les
données
d’évapotranspiration potentielle. Ces analyses posent, également le problème des
modifications des états de surface, qui participent à la détermination des réserves en eau du
sol (Ardoin, 2004).
Les débits simulés par les différents modèles montrent des écarts de variation en terme
de lame d’eau ruisselée. La comparaison des débits annuels observés et simulés par les
modèles annuels montre un écart moyen de -1,7 mm pour le modèle en « S » et -4,2 mm pour
le modèle de Tixeront en calage. En validation, il est enregistré un écart moyen de +12,4 mm
pour le modèle en « S » et +6,4 mm pour le modèle de Tixeront.
A l’échelle annuelle, les lames d’eau écoulées observées sont assez bien corrélées aux
lames d’eau calculées. A l’échelle mensuelle, bien qu’il existe des différences en terme de
lames d’eau observées et simulées à l’intérieur de chaque bassin, les lames d’eau moyennes
calculées reproduisent correctement les variations saisonnières observées avec un écart moyen
de 0,1 mm en calage et un écart moyen nul en validation. Les différents modèles présentent
donc de bons résultas en terme de débits simulés, de performance, de robustesse et
d’incertitudes associées aux résultats simulés.
6.3. CONCLUSION PARTIELLE
Afin d’identifier des tendances au sein de la relation pluie-débit, trois modèles
hydrologiques ont été retenus à savoir le modèle en « S », le modèle de Tixeront et le modèle
GR2M. Les deux premiers fonctionnent au pas de temps annuel et le troisième fonctionne au
pas de temps mensuel. Le modèle en « S » et le modèle de Tixeront possèdent un seul
paramètre de calage. Le modèle GR2M en possède deux. Les valeurs de ces différents
paramètres sont obtenues après optimisation du critère de Nash.
158
Ces différents modèles demandent en entrée des données de précipitations et d’ETP et
produisent en sortie des débits écoulés. Un cadre méthodologique a été établi, avec pour
objectif de juger les différents modèles en terme de performance, robustesse et incertitudes
associées aux débits simulés.
Une comparaison des performances des modèles annuels (modèle en « S » et modèle
de Tixeront) montrent d’abord que les performances en calage au cours de la période 19611972 (78%) restent supérieures à celles de la période 1973-1997 (55%) quel que soit le
modèle utilisé. En validation, le modèle en « S » a enregistré une performance moyenne de
70% au cours de la période 1961-1972, contre une moyenne de 67% au cours de la période
1973-1997. Le modèle de Tixeront donne une performance de 74% au cours de la période
1961-1972, contre 67% au cours de la période 1973-1997. L’analyse des performances
moyennes des modèles de Tixeront et en « S » en calage (66%) et en validation (68%),
montre que ces deux modèles sont performants et de performance similaire.
Les écarts de variation des performances varient entre -5 et 5 pour le modèle de
Tixeront. Ces écarts oscillent entre -4 et 6 pour le modèle en «S». Les écarts moyens observés
sont les mêmes et égaux à deux (2) pour les deux modèles. Ces écarts de variation entre les
performances moyennes, en passant de la phase de calage à celle de la validation pour les
deux modèles, sont tous supérieures à -10%. Ces résultats montrent que les modèles sont
robustes. Le modèle de Tixeront et le modèle en «S» semblent avoir les mêmes degrés de
robustesse.
En phase de calage (1973-1997), le débit moyen observé est de 52,6 mm. Les débits
moyens simulés sont de 48,4 mm pour le modèle de Tixeront et 50,9 mm pour le modèle en
«S». En phase de validation (1961-1972), le débit moyen observé est de 99,3 mm. Les débits
moyens simulés sont de 105,7 mm pour le modèle de Tixeront et 111,7 mm pour le modèle en
«S». Les débits moyens simulés par le modèle en «S» sont plus proches des débits observés
que ceux simulés par le modèle de Tixeront en calage. En validation, les débits observés sont
plus proches des débits simulés par le modèle de Tixeront que ceux simulés par le modèle en
«S». Cependant, les deux modèles permettent de reproduire assez correctement les
écoulements annuels au niveau du bassin versant du N’zi.
159
Les calages réalisés avec le modèle GR2M sont de bonne qualité. La performance
moyenne du critère de Nash est de 66%. Les stations de Dimbokro, M’bahiakro et de Fétêkro
présentent les plus fortes performances qui restent supérieures à 75%. La performance
moyenne obtenue en validation est 61%. Les valeurs du critère de Nash en dehors des stations
de N’zianoa et Bocanda restent supérieures à 71%.
La dynamique des écoulements est cependant bien reproduite. Le débit moyen
mensuel observé est de 4,3 mm et le débit moyen simulé par le modèle GR2M est de 4,4 mm
en calage. En validation, le débit moyen mensuel observé est égal au débit moyen simulé qui
est de 7,8 mm. Les débits simulés par le modèle GR2M en calage comme en validation sont
de même valeur ou très proches des débits observés. La chute de performance, en passant de
la phase de calage à la phase de validation, oscille entre -14% et 0%, avec une moyenne de 5%. Les écarts constatés par référence au critère de qualité utilisé (critère de Nash), sont en
général inférieurs à -10%. Cela nous conduit à conclure que le modèle GR2M est robuste.
Avec l’objectif d’utiliser les différents modèles à la caractérisation d’une modification
éventuelle de la relation pluie-débit et ses conséquences sur les ressources en eau, l’analyse
des incertitudes de simulations est essentielle. Les valeurs moyennes des incertitudes
associées aux débits calculés sont de 0,99 pour le modèle en « S » et 1,04 pour le modèle de
Tixeront. Celles associées aux débits calculés en validation, sont de 0,88 pour le modèle en
« S » et 0,93 pour le modèle de Tixeront. Pour un modèle donné, les incertitudes sur les débits
simulés sont plus importantes en phase de calage qu’en validation.
Une comparaison des incertitudes associées aux débits simulés au niveau des modèles
annuels montre que celles-ci sont plus importantes au niveau du modèle de Tixeront. Pour le
modèle GR2M, les incertitudes moyennes sont de 0,70 en calage et 0,73 en validation. Les
deux modèles annuels (modèle en «S» et modèle de Tixeront) présentent un fonctionnement
général similaire au regard de la performance et de la robustesse. Au pas mensuel, le modèle
GR2M a été apte à reproduire correctement les hydrogrammes observés. Tous les modèles
apparaissent comme performants et robustes pour la majorité des bassins étudiés au regard
des valeurs prises par le critère de Nash et des hydrogrammes calculés.
Les différents modèles conceptuels utilisés ont permis de simuler de façon
satisfaisante les écoulements au niveau du bassin versant du N’zi.
160
Il existe cependant, des incertitudes associées aux valeurs de débits simulés par les
différents modèles conceptuels utilisés. Qu’il s’agisse d’une surestimation ou d’une sousestimation, ces incertitudes ne sont pas de nature à remettre en cause les différents résultats
obtenus au cours des différentes simulations.
La confrontation des critères de performance, robustesse et incertitude, place le
modèle en « S », comme le meilleur modèle parmi les deux modèles annuels retenus. Ce
modèle sera donc utilisé pour la caractérisation de la relation pluie-débit au pas annuel.
Le modèle mensuel GR2M, performant et robuste, a été aussi utilisé dans ce contexte.
Pour l’étude de la recharge des nappes souterraines, c’est le modèle mensuel GR2M qui a été
retenu.
161
CHAPITRE 7:
TENDANCE DANS LA RELATION PLUIE-DÉBIT
ET RECHARGE DES NAPPES
162
7.1. INTERPRÉTATIONS DES RÉSULTATS SUR LA TENDANCE PLUIE-DÉBIT
ET LA RECHARGE DES NAPPES
7.1.1. DÉTECTION DE TENDANCE AU SEIN DE LA RELATION PLUIE-DÉBIT
7.1.1.1. Résultats de l’approche du coefficient d’écoulement
La variabilité temporelle des coefficients d’écoulement calculés ont été analysée au
moyen du test de Pettitt et de la procédure de segmentation, le but étant de mettre en évidence
le changement significatif des valeurs du coefficient d’écoulement dans le temps. Ainsi, la
procédure de segmentation permet de déceler l’existence d’une unique tendance globale,
c’est-à-dire un changement significatif de la moyenne arithmétique de la série analysée en
1968, tandis que le test de Pettitt a déterminé une rupture très significative au seuil de 99% en
1971, avec une probabilité de dépassement de 7,88.10-3 (figure 49).
Figure 49: Détection de rupture dans la série chronologique du coefficient d’écoulement
par le test de Pettitt à N’zianoa (1951-2000).
Un changement significatif du coefficient d’écoulement est observé dans le bassin
versant du N’zi. Les périodes de forts coefficients d’écoulement correspondent aux moments
de faibles couvertures végétales (Nonguierma et Dautrebande, 1992).
163
Pour un type de sol donné, l’augmentation du coefficient d’écoulement est
inversement proportionnelle à l’importance de la couverture végétale (Nonguierma et
Dautrebande, 1992). Cette observation est à mettre en relation avec d’autres études comme
celles de Roose (1977), Collinet et Valentin (1979), cités par Nonguierma et Dautrebande
(1992), qui ont pu montrer au cours de diverses expérimentations (particulièrement au Nord
de la Côte d’Ivoire) que la couverture végétale est un facteur prépondérant pour expliquer le
comportement hydrologique du bassin (Andréassian, 2002).
Une analyse de régression linéaire, exprimant les coefficients d’écoulement (Kr) en
fonction des pluies moyennes à N’zianoa de 1951 à 2000, montre que le rendement annuel du
bassin versant du N’zi est très corrélé à la pluviométrie (figure 50).
Bassin versant du N'zi à N'zianoa
Coefficient de ruissellement (%)
16
y = 0,0156 x - 12,267
Kr*=0,016P-12,267
R2 = 0,72
14
R=0,85
12
10
8
6
4
2
0
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
Pluie moyenne (mm)
Figure 50: Relation entre coefficient d’écoulement annuel et précipitations
à N’zianoa (1951-2000)
Cette relation est exprimée par un coefficient de corrélation d’une valeur de 0,85.
Cette valeur traduit une forte corrélation entre les coefficients d’écoulement et les pluies
moyennes au niveau du bassin versant du N’zi.
A partir de la fonction de régression linéaire entre le coefficient d’écoulement et la
pluviométrie (Kr*=0,016P-12,267), une estimation et une représentation des résidus du
coefficient d’écoulement ont été réalisées (figure 51).
164
Bassin versant du N'zi à N'zianoa
6
Résidus Kr (Kr-Kr*)
4
2
0
-2
-4
-6
1950
1955
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
2000
Année
Figure 51: Évolution des résidus du coefficient d’écoulement (1951-2000).
De 1951 à 1960, de fortes valeurs de résidus sont enregistrées traduites par des indices
positifs de résidus du coefficient d’écoulement variant entre 0 et 4. Une diminution des
résidus de simulation est observée à partir de la décennie 1961 et amplifiée au cours des
décennies suivantes. Cette diminution se traduit par des valeurs négatives variant en général
entre 0 et -2 des indices de résidus du coefficient d’écoulement. Des valeurs très faibles de
résidus ont été observées au cours des années 1969, 1984 et 1993 qui correspondent à des
années très sèches du point de vue pluviométrique.
Le modèle linéaire liant le coefficient d’écoulement à la pluviométrie moyenne dans
l’identification d’une éventuelle tendance dans la relation pluie-débit a donné des résultats
satisfaisants (figure 52). En effet, la figure 52 montre que les coefficients d’écoulement
observés et ceux simulés sont repartis suivant la diagonale. Cette répartition montre que les
coefficients d’écoulement observés sont très proches des coefficients d’écoulement simulés
par le modèle linéaire. La variabilité climatique et les modifications de l’occupation des sols
au niveau du bassin versant du N’zi ont considérablement modifié le rendement du bassin.
165
Bassin versant du N'zi
16
Cofficient d'écoulement
simulé (Kr*)
14
12
10
8
6
4
2
0
0,00
2,00
4,00
6,00
8,00
10,00
12,00
14,00
16,00
Coefficient d'écoulem ent observé (Kr)
Figure 52: Comparaison Kr observé et Kr simulé (Kr*) sur le bassin versant du N’zi
(1951-2000)
Pour approfondir cette question relative à la problématique de la modification de la
relation pluie-débit, les résultats des approches basées sur les modèles conceptuels globaux
ont été interprétés. Le bassin versant principal du N’zi à N’zianoa et celui d’exutoire Fêtékro
ont été retenus pour le modèle en «S». Ce sont les bassins versants du N’zi à Dimbokro et à
Fêtékro qui ont été choisis pour le modèle GR2M. Le choix du bassin d’exutoire Fêtékro
repose sur le critère physiographique. En effet, ce bassin appartient à la zone savanicole. Le
choix du bassin d’exutoire Dimbokro est dû, d’une part, aux mauvais résultats obtenus en
simulation au niveau de la station de N’zianoa avec le modèle GR2M, et d’autre part, de sa
proximité avec la station de N’zianoa prenant en compte la quasi-totalité du bassin principal.
7.1.1.2. Résultats de l’approche des résidus de simulation et paramètres de calage
Les résultats de l’application de la procédure du multi-calage par glissements
successifs de 5 ans sur la période 1961-1997, sont consignés dans les tableaux XXXVI et
XXXVII.
166
Tableau XXXVI: Résultats de la procédure du multi-calage au niveau des bassins du
N’zi à N’zianoa et Fêtékro à partir du modèle en «S»
Paramètre a
Bassins
Nash en calage (%)
N’zianoa Fêtékro N’zianoa Fêtékro
Minimum
1,05
0,94
4
11
Moyenne
1,23
1,07
72
63
Maximum
1,33
1,21
98
97
Ecart-type
0,08
0,06
28
24
Coefficient de variation
0,06
0,05
0,39
0,37
Tableau XXXVII: Résultats de la procédure du multi-calage au niveau des bassins
versants du N’zi à Dimbokro et Fêtékro à partir du modèle GR2M
Paramètre X2
Bassins
Paramètre X1 (mm)
Nash en calage (%)
Dimbokro Fêtékro Dimbokro Fêtékro Dimbokro
Fêtékro
Minimum
0,55
0,55
548
403
27
23
Moyenne
0,59
0,60
1070
585
65
69
Maximum
0,63
0,65
1480
735
88
92
Ecart-type
0,02
0,03
236
89
15
20
Coefficient de variation
0,04
0,05
0,22
0,15
0,23
0,29
7.1.1.2.1. Détection de changements hydrologiques à partir des résidus de simulation
La première approche utilisée pour détecter les changements de comportement
hydrologique du bassin à partir de la modélisation pluie-débit est basée sur l’analyse de
résidus relatifs de modélisation quantifiés par le critère de Nash.
Si l’on considère le modèle, une fois calibré, comme un bassin de contrôle, c’est-à-dire
un bassin au comportement stationnaire, la qualité des simulations de ce modèle déclinera au
fur et à mesure de l’évolution du bassin. La tendance observée sur les résidus pour
caractériser cette évolution peut être utilisée.
Les résultats obtenus avec le modèle en «S» (figure 53a) et le modèle GR2M (figure
53b) sont révélateurs. Au niveau du modèle en «S», nous observons d’abord une baisse des
résidus au cours de la période 1962-1966 à Fêtékro avec une stabilité au niveau de N’zianoa,
suivie d’une baisse simultanée à N’zianoa et Fêtékro, au cours de la période 1969-1973.
167
a)
Nash (%) à N'zianoa
19
61
19 196
63 5
-1
19 96
65 7
19 196
67 9
-1
19 97
69 1
19 197
71 3
19 197
73 5
19 197
75 7
-1
19 97
77 9
-1
19 98
79 1
19 198
81 3
-1
19 98
83 5
19 198
85 7
19 198
87 9
19 199
89 1
-1
19 99
91 3
-1
19 99
93 5
-1
99
7
Nash en (%)
Nash (%) à Fêtékro
150
100
50
0
-50
-100
-150
-200
-250
-300
-350
Périodes de calage (5 ans)
b)
Nash (%) à Fêtékro
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
19
61
-1
19 96
63 5
-1
19 96
65 7
-1
19 96
67 9
-1
19 97
69 1
-1
19 97
71 3
19 197
73 5
-1
19 97
75 7
19 197
77 9
-1
19 98
79 1
19 198
81 3
19 198
83 5
19 198
85 7
-1
19 98
87 9
19 199
89 1
-1
19 99
91 3
19 199
93 5
-1
99
7
Nash (%)
Nash (%) à Dimbokro
Périodes de calage (5 ans)
Figure 53: Résidus de simulation sur la période 1961-1997 quantifiés par le critère de
Nash : a- le modèle en «S» ; b- le modèle GR2M
Cette dégradation des résidus s’est poursuivie jusqu’en 1980 au niveau de N’zianoa,
alors qu’au niveau du bassin du N’zi à Fêtékro, nous observons une relative stabilité. Enfin,
une chute brutale des résidus à été observée sur les deux bassins au cours de la période 19911995.
Au niveau du modèle GR2M, nous observons une stabilité des résidus de 1961 à 1980.
Cependant, nous assistons à une dégradation brutale et continue des simulations depuis la
période 1980-1983. Le caractère significatif et brutal des modifications de la relation pluiedébit sont donc clairement mis en évidence.
168
De ces résultats, plusieurs remarques peuvent être faites. La première concerne les
traits de comportement communs aux deux modèles: l’évolution de la relation pluie-débit se
traduit, quel que soit le modèle utilisé, par une dégradation brève des simulations avant 1980,
c’est-à-dire que les résidus sont peu sensibles à l’évolution des bassins versants observés au
cours de cette période. A partir de 1980, on assiste à une persistance de la dégradation des
résidus. Ces périodes de dégradations identifiées correspondent aux grandes périodes sèches
observées au niveau du bassin du N’zi depuis l’année 1970. La seconde remarque tient aux
différences de comportement observées entre le modèle en «S» et le modèle GR2M. Les
résultats obtenus au niveau du modèle GR2M mettent en évidence une dégradation plus
prononcée et plus marquée dans le temps que le modèle en «S».
L’analyse des caractéristiques statistiques (coefficient de variation) des résidus de
simulation obtenus (performances du critère de Nash) au niveau des modèles en «S» (tableau
XXXVI) et GR2M (tableau XXXVII) confirme que ceux-ci ont été effectivement modifiés.
Le fait que les calages successifs permettent aux modèles de se réadapter aux nouvelles
conditions, les modèles peuvent rester bons, c’est-à-dire fournir des performances
satisfaisantes tout le temps, car leurs paramètres leur suffisent pour s’adapter aux nouvelles
conditions, alors qu’il y aurait effectivement une évolution du comportement du bassin.
Il peut donc être utile de chercher la signature de l’évolution du bassin dans
l’évolution des valeurs de paramètres associés aux modèles. L’utilisation d’un critère
mathématique global pour identifier les paramètres d’un modèle apparaît comme une
procédure insuffisante, dans la mesure où elle réduit le calage à un ajustement de données. La
perte d’information qui en résulte peut conduire à voir de l’équifinalité là où il n’en existe
pas. Il est évident que deux valeurs identiques du critère de Nash ne signifient pas équivalence
de la qualité des simulations, et qu’une analyse plus fine des hydrogrammes observés et
simulés peut conduire à des conclusions bien différentes.
7.1.1.2.2. Détection de changements dans la relation pluie-debit à partir des paramètres de
calage
L’analyse du paramètre «a» du modèle en «S», au niveau du bassin principal du N’zi
et du bassin du N’zi à Fêtékro en fonction de la pluie moyenne et de l’ETP moyenne, montre
une absence de relation au sens de la régression linéaire entre d’une part, le paramètre de
calage «a» et la pluie moyenne (figure 54a), et d’autre part, entre le paramètre «a» et l’ETP
moyenne au niveau des deux bassins (figure 54b).
169
En effet, le caractère groupé des couples de points traduit le fait que le paramètre «a»
ne montre pas de tendance en fonction ni de la pluie, ni de l’ETP.
Les représentations graphiques des paramètres X1 et X2 en fonction de la pluie
moyenne (figure 55) montrent que les nuages de points se concentrent vers les fortes valeurs
de pluie, sans toutefois montrer une franche tendance. Les représentations graphiques des
paramètres X1 et X2 en fonction de l’ETP moyenne (figure 56) montrent des couples de points
présentant un aspect dispersé. Ces différents comportements sont le signe d’une absence de
relation corrélative au sens de la régression linéaire entre les paramètres de calage et les
paramètres climatiques que sont la pluie et l’ETP. Les paramètres X1 et X2 du modèle GR2M
ne semblent donc pas corrélés ni à la pluie, ni à l’ETP.
On conclut à une indépendance des paramètres de calage des modèles en «S» et
GR2M, vis-à-vis des variations climatiques (pluie moyenne et ETP moyenne).
Pour voir s’il existe une interaction entre X1 et X2, nous avons analysé le lien entre ces
deux paramètres pour les deux bassins tests. L’analyse de la figure 57 montre que les
paramètres de calage du modèle GR2M semblent indépendants. Ces résultats suggèrent qu’en
cas de changement dans la relation pluie-débit à l’échelle du bassin versant, les paramètres
concernés de GR2M, pourraient traduire un tel changement en prenant de nouvelles valeurs
dans le calage. Chaque paramètre semble jouer un rôle précis dans la structure du modèle,
sans trop influencer l’action de l’autre paramètre. Un tel résultat est rassurant, quant à la
possibilité d’identifier des changements sur la relation pluie-débit, à l’échelle d’un bassin
versant au travers de l’évolution des paramètres de GR2M.
La bonne performance d’un modèle sur un bassin est une condition nécessaire pour
assurer une bonne fiabilité des paramètres, même si elle ne représente pas une condition
suffisante. Si les jeux de données présentent une homogénéité hydrologique (c’est-à-dire une
relation pluie-débit stable), ce compromis sera meilleur que celui obtenu sur des jeux de
données hétérogènes.
170
a)
b)
1800
1600
1600
1400
1400
1200
E T P m o y e n n e (m m )
P lu ie m o y e n n e ( m m )
1800
1200
1000
1000
800
600
800
600
400
400
200
200
0
0
0
0
0,2
0,4
0,6
0,8
1
1,2
0,2
0,4
0,6
0,8
Paramètre "a"
1,4
1
1,2
1200
1400
1,4
Paramètre "a"
Figure 54: Distribution du paramètre «a» en fonction de:
a- la pluie moyenne (N’zianoa) ; b- l’ETP moyenne (Fêtékro)
b)
1400
1400
1200
1200
1000
1000
P lu ie m o y e n n e ( m m )
P lu ie m o y e n n e ( m m )
a)
800
600
400
600
400
200
0
0,54
800
200
0
0,55
0,56
0,57
0,58
0,59
0,6
0,61
0,62
0,63
0,64
Paramètre X1
0
200
400
600
800
1000
Paramètre X2 (mm)
Figure 55: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de la pluie moyenne (Dimbokro)
171
1600
b)
1750
1750
1700
1700
1650
1650
E T P (m m )
E T P m o y e n n e (m m )
a)
1600
1600
1550
1550
1500
1500
1450
0,54
1450
0,55
0,56
0,57
0,58
0,59
0,6
Paramètre X1
0,61
0,62
0,63
0
0,64
200
400
600
800
1000
1200
1400
Paramètre X2 (mm)
Figure 56: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de l’ETP moyenne (Dimbokro)
b)
800
1600
700
1400
600
1200
P a ra m è tre X 2 (m m )
P a r a m è tr e X 2 (m m )
a)
500
400
300
1000
800
600
200
400
100
200
0
0,54
0,56
0,58
0,6
Paramètre X1
0,62
0,64
0
0,54
0,66
0,55
0,56
0,57
0,58
0,59
0,6
Paramètre X1
0,61
0,62
0,63
0,64
Figure 57: Distribution du paramètre X2 en fonction de X1 au niveau du modèle GR2M:
a- Fêtékro ; b- Dimbokro
On attendra dès lors que les valeurs de paramètres obtenues représentent aussi bien le
fonctionnement des différentes sous-périodes constituées comprises dans les jeux de données.
Chercher donc la trace de changements hydrologiques dans les valeurs de paramètres
suppose une hypothèse forte, qui est la signification de ces valeurs lorsqu’elles sont
considérées individuellement.
172
1600
Au niveau du modèle en «S», les variations des valeurs du paramètre de calage «a»
autour de la moyenne sont inférieures à 10% (tableau XXXVIII). Les valeurs du paramètre
«a» à N’zianoa sont supérieures à celles du bassin d’exutoire Fêtékro (figure 58). Ces
1,5
1,4
1,3
1,2
1,1
1
0,9
0,8
Intervalle de confiance 95%
Paramètre a
Intervalle de confiance 95%
19
61
-1
96
5
19
63
-1
96
7
19
65
-1
96
9
19
67
-1
97
1
19
69
-1
97
3
19
71
-1
97
5
19
73
-1
97
7
19
75
-1
97
9
19
77
-1
98
1
19
79
-1
98
3
19
81
-1
98
5
19
83
-1
98
7
19
85
-1
98
9
19
87
-1
99
1
19
89
-1
99
3
19
91
-1
99
5
19
93
-1
99
7
Paramètre de calage
résultats mettent en évidence une fluctuation du paramètre de calage.
Périodes de calage
Figure 58: Variations du paramètre « a » du modèle en « S » à N’zianoa
Au niveau du modèle GR2M, les écart-types et coefficients de variation calculés
(tableau XXXVII et figure 59) mettent en évidence une fluctuation des paramètres X1 et X2
sur la période d’observation. Les variations des valeurs du paramètre de calage X1 autour de
la moyenne sont supérieures à 10% au niveau des bassins tests (tableau XXXVII et figure
59a). Celles du paramètre de calage X2 autour de la moyenne sont inférieures à 10% (tableau
XXXVII et figure 59b). Des variations importantes s’observent, notamment sur le paramètre
X1, c’est-à-dire la capacité maximale du réservoir sol. Le paramètre X2, c’est-à-dire le
paramètre d’échanges souterrains, semble donc le plus stable des deux paramètres du modèle
GR2M. Le modèle est donc plus sensible aux variations sur le paramètre X1 que le paramètre
X2. Une variation des paramètres du modèle GR2M est donc mise en évidence.
173
a)
Paramètre "X1"
Bassin versant du N'zi à Fêtékro
0,7
0,65
0,6
0,55
0,5
0,45
0,4
Intervalle de confiance 95%
Paramètre X1
3
9
5
5
1
7
9
5
1
7
3
5
7
1
9
7
3
97
96
96
97
97
96
97
98
97
98
98
98
99
99
98
99
99
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
-1
9
5
1
1
7
3
5
3
1
7
3
9
1
7
5
3
9
6
6
6
7
6
6
7
7
8
7
8
7
9
8
8
9
8
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
Périodes de calage
b)
Paramètre X2
Bassin versant du N'zi à Dim bokro
1600
1400
1200
1000
800
600
400
97
93
95
89
79
91
75
77
81
85
87
71
83
73
67
69
65
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
93
89
91
85
75
87
71
73
81
77
83
67
79
69
63
65
61
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
19
Périodes de calage
Figure 59: Variations des paramètres du modèle GR2M :
a- X1 (Fêtékro) ; b- X2 (Dimbokro)
Le modèle, imparfait et simplifiant le fonctionnement du bassin, cherche à s’ajuster au
mieux aux observations. Ceci implique donc une compensation des erreurs par les valeurs des
paramètres, qui varient ainsi d’une période à l’autre. Il semble donc que les variations des
paramètres traduisent les changements observés dans la relation pluie-débit, si l’on se confère
à l’hypothèse selon laquelle «la stabilité des valeurs de paramètres traduit une stabilité
hydrologique».
Des variations saisonnières, annuelles et interannuelles ont été révélées sur l’ensemble
du bassin. Ces fluctuations climatiques influencent l’état d’humidité du sol, la couverture
végétale, et d’autres facteurs physiographiques capables de modifier l’hydrologie du bassin.
Néanmoins, des observations assez longues des processus hydrologiques peuvent traduire un
comportement moyen du bassin, qui est d’autant plus représentatif qu’il est supposé
stationnaire.
174
De plus, quand il s’agit de modélisation pluie-débit par des modèles conceptuels, il est
tout à fait raisonnable de faire l’hypothèse que les paramètres de ces modèles présentent des
liens avec les processus dans le bassin.
Par contre, ces paramètres doivent être relativement indépendants des variables de
forçage, en particulier d’un processus admis comme stationnaire. Telle est la logique sousjacente à toute notre démarche jusqu’à présent. Or, les différents modèles, par sous-périodes
de 5 ans, montrent des fluctuations des valeurs des paramètres en fonction de la sous-série de
calage utilisée. La conclusion qui s’impose est que les paramètres des modèles présentent une
dépendance vis-à-vis de la période de calage choisie. Cette dépendance ne semble pas pouvoir
être imputée au seul effet d’échantillonnage. De plus, l’analyse de la convergence des
paramètres et celle des fluctuations d’un certain nombre de variables hydrologiques
caractérisant la relation pluie-débit, conduit à dire que la non-stationnarité observée sur les
valeurs des paramètres reflète des fluctuations dans le processus hydrologique à l’échelle du
bassin.
Les paramètres de calage peuvent être entachés d’une incertitude. Les résultats de
l’approche des simulations croisées ont donc été présentés.
7.1.1.3. Résultats de l’approche des simulations croisées
Le modèle hydrologique utilisé est le modèle en «S» qui permet une représentation
correcte de la relation pluie-débit sur le bassin versant étudié. Les sous-périodes constituées,
au nombre de huit (8) sont au pas de 5 ans sur la période 1961-2000. La procédure a été
appliquée aux stations de N’zianoa (tableau XXXVIII) et Fêtékro (tableau XXXIX). Les
résultats présentés sont exprimés en lames d’eau annuelle écoulées (mm).
Les résultats, sous forme de matrices de signes constituées à partir des matrices de
simulations croisées ci-dessus, sont consignés dans le tableau XL (N’zianoa) et le tableau XLI
(Fêtékro).
Au niveau du bassin principal du N’zi (N’zianoa), un total de 47 signes négatifs a été
enregistré contre 9 signes positifs. A Fêtékro, un ensemble de 42 signes négatifs a été
enregistré contre 14 signes positifs. Le bassin principal du N’zi (N’zianoa) enregistre une
prédominance de signes négatifs (47) comparativement au bassin du haut N’zi (Fêtékro) (42).
Par conséquent, le haut N’zi enregistre un nombre plus élevé de signes positifs (14) que le
bassin principal du N’zi (9).
175
Tableau XXXVIII: Matrices de simulations croisées des lames d’eau écoulées (mm) à
N’zianoa sur la période 1961-2000.
Périodes 61-65 66-70 71-75 76-80 81-85 86-90 91-95 96-00
61-65
80
83
44
41
34
29
33
34
66-70
89
92
49
47
38
33
37
39
71-75
80
83
44
41
34
29
33
34
76-80
93
96
52
49
40
34
39
41
81-85
100
103
56
53
43
37
42
44
86-90
125
128
72
68
56
48
54
57
91-95
65
68
35
33
27
23
26
27
96-00
89
92
49
47
38
33
37
39
Tableau XXXIX: Matrices de simulations croisées des lames d’eau écoulées (mm) à
Fêtékro sur la période 1961-2000.
Périodes
61-65 66-70 71-75 76-80 81-85 86-90 91-95 96-00
61-65
115
108
54
52
37
41
42
48
66-70
151
144
69
72
51
57
59
66
71-75
158
151
73
76
54
60
62
70
76-80
161
154
75
78
57
62
64
72
81-85
168
161
79
82
59
65
67
76
86-90
145
138
65
68
49
54
56
63
91-95
148
141
67
70
50
56
57
65
96-00
154
147
71
74
53
59
60
68
Il ressort des résultats de l’ensemble des deux bassins tests, que les signes négatifs
sont majoritaires par rapport aux signes positifs dans le bassin versant du N’zi.
176
Tableau XL: Matrices de signes à N’zianoa sur la période 1961-2000.
Périodes
61-65 66-70 71-75 76-80 81-85 86-90 91-95 96-00
61-65
0
+
-
-
-
-
-
-
66-70
+
0
-
-
-
-
-
-
71-75
-
-
0
-
-
-
-
-
76-80
-
-
-
0
-
-
-
-
81-85
-
-
-
-
0
-
-
-
86-90
-
-
-
-
-
0
+
+
91-95
-
-
-
-
-
+
0
+
96-00
-
-
-
-
+
+
+
0
Tableau XLI: Matrices de signes à Fêtékro sur la période 1961-2000.
Périodes
61-65 66-70 71-75 76-80 81-85 86-90 91-95 96-00
61-65
0
-
-
-
-
-
-
-
66-70
-
0
-
-
-
-
-
-
71-75
-
-
0
+
-
-
-
-
76-80
-
-
+
0
-
-
-
-
81-85
-
-
-
-
0
+
+
+
86-90
-
-
-
-
+
0
+
+
91-95
-
-
-
-
+
+
0
+
96-00
-
-
-
-
+
+
+
0
Sur la période 1961-2000, marquée par une variabilité hydroclimatique et une
modification de l’occupation du sol, l’hypothèse de stationnarité de l’écoulement annuel dans
le bassin principal du N’zi à N’zianoa ainsi que dans sa partie amont (le haut N’zi)
représentée par la station de Fêtékro peut être rejetée. Cette modification du comportement
hydrologique du bassin semble plus marquée au niveau du bassin principal du N’zi
(N’zianoa) que le haut N’zi (Fêtékro). Cette différence de comportement serait liée au
caractère physiographique (relief, sols, végétations, etc.).
En effet, la zone savanicole subit moins la pression humaine que les zones
préforestière et forestière du bassin, qui furent les premières boucles du cacao en Côte
d’Ivoire. Ces résultats sont cohérents avec ceux obtenus précédemment.
177
L’analyse du comportement hydrologique du bassin du N’zi à partir de la statistique S
permet de déterminer la tendance avec un taux de confiance de 90%. La valeur de la variable
S observée au niveau du bassin du N’zi à N’zianoa (-1374) est plus petite que toutes les
valeurs de la distribution [− 1021;+1123] . Celle observée au niveau du bassin du N’zi à
Fêtékro (-2070) est plus petite que toutes les valeurs de la distribution [− 1924;+1692] . Une
tendance à la décroissance est donc présente au sein du comportement hydrologique du bassin
principal du N’zi à N’zianoa et dans le haut N’zi (Fêtékro). Ces résultats sont en accord avec
ceux obtenus avec l’analyse des tableaux de simulations croisées.
Pour approfondir notre étude, une analyse comparative a été effectuée dans le sens
d’identifier les tendances dans la relation pluie-débit de part et d’autre de l’année 1980. Pour
cela, la période 1961-2000 a été scindée en deux sous-périodes qui sont 1961-1980 et 19812000. La méthode exige une matrice de taille minimum 4x4. En s’appuyant sur le
dénombrement des signes positifs et des signes négatifs dans les matrices de simulations
croisées, il y a au cours de la période 1961-1980 deux (2) signes positifs contre 10 signes
négatifs. Pendant la période 1981-2000, sept (7) signes positifs (+) contre cinq (5) signes
négatifs sont dénombrés. Deux tendances opposées se dégagent: sur la période 1961-1980,
une tendance à la diminution de l’écoulement est observée, et sur la période 1981-2000, la
tendance est à l’augmentation mais, modérée.
Le bassin versant du N’zi traverse une crise hydroclimatique marquée par une baisse
considérable des régimes hydroclimatiques accompagnée d’une modification de la relation
pluie-débit. Quelles ont pu être les conséquences de ces modifications sur les quantités d’eau
infiltrées pour l’alimentation des réservoirs souterrains ?
7.1.2. IMPACT DE LA VARIABILITÉ CLIMATIQUE SUR LES RESSOURCES EN EAU
SOUTERRAINES
Pour la détermination des ressources en eaux souterraines, un des termes du bilan
hydrologique est incontestablement la recharge. Les potentiels de recharge ont été évalués
suivant les conditions de calage du modèle GR2M aux stations de Dimbokro, M’bahiakro et
Fêtékro. Ces stations ont été retenues pour avoir donné les meilleures performances par
simulation des écoulements avec le modèle GR2M (cf. chapitre 6).
178
Le modèle GR2M a été calé sur la période 1961-1997 à partir des données mensuelles
(pluie, ETP et débits). Les valeurs des paramètres de calage et les performances du modèle
sont consignées dans le tableau XLII.
Tableau XLII: Paramètres de calage et performances du modèle GR2M (1961-1997)
Critère de
Lame d’eau moyenne
Lame d’eau moyenne
X2 (mm)
Nash (%)
mensuelle observée (mm)
mensuelle simulée (mm)
Bassins
X1
Dimbokro
0,60
606
72
4,7
5,3
M’bahiakro 0,65
449
77
6,1
6,9
Fêtékro
333
79
7, 1
7,9
0,67
Ces valeurs de performances varient entre 72% et 79% et sont de ce fait satisfaisantes.
Les hydrogrammes observés sont assez fidèlement reproduits par le modèle (figure 60).
L’analyse des lames d’eau ruisselées observées et simulées montre que le modèle
GR2M a tendance à surestimer celles-ci (tableau XLIII). Ces surplus sont estimés à 12,8% à
Dimbokro, 13,1% à M’bahiakro et 11,3% à Fétêkro.
Tableau XLIII: Lames d’eau moyennes infiltrées (mm) sur les bassins retenus (19611997)
Bassins
Lame d’eau infiltrée (mm) Coefficient de variation
Dimbokro
354
0,25
M’bahiakro
342
0,27
Fêtékro
332
0,28
179
70
Débit observé
a)
Nash=72%
Débit simulé
60
Débit (mm)
50
40
30
20
10
01
/0
1/
19
61
01
/0
1/
19
63
01
/0
1/
19
65
01
/0
1/
19
67
01
/0
1/
19
69
01
/0
1/
19
71
01
/0
1/
19
73
01
/0
1/
19
75
01
/0
1/
19
77
01
/0
1/
19
79
01
/0
1/
19
81
01
/0
1/
19
83
01
/0
1/
19
85
01
/0
1/
19
87
01
/0
1/
19
89
01
/0
1/
19
91
01
/0
1/
19
93
01
/0
1/
19
95
01
/0
1/
19
97
0
Mois
b)
90
80
Débit observé
Débit simulé
Nash=77%
Débit (mm)
70
60
50
40
30
20
10
01
/0
1/
19
61
01
/0
1/
19
63
01
/0
1/
19
65
01
/0
1/
19
67
01
/0
1/
19
69
01
/0
1/
19
71
01
/0
1/
19
73
01
/0
1/
19
75
01
/0
1/
19
77
01
/0
1/
19
79
01
/0
1/
19
81
01
/0
1/
19
83
01
/0
1/
19
85
01
/0
1/
19
87
01
/0
1/
19
89
01
/0
1/
19
91
01
/0
1/
19
93
01
/0
1/
19
95
01
/0
1/
19
97
0
Mois
c)
100
90
Nash=79%
Débit observé
Débit simulé
80
Débit (mm)
70
60
50
40
30
20
10
0
61
1/
/0
01
63
1/
/0
01
65
1/
/0
01
67
1/
/0
01
69
71
1/
1/
/0
/0
01
01
73
1/
/0
01
75
1/
/0
01
77
1/
/0
01
79
1/
/0
01
81
1/
/0
01
Mois
83
85
1/
1/
/0
/0
01
01
87
1/
/0
01
89
1/
/0
01
91
1/
/0
01
93
1/
/0
01
95
1/
/0
01
97
1/
/0
01
Figure 60: Hydrogrammes de débits observés et simulés en phase de calage du modèle
GR2M (1961-1997) à : a- Dimbokro ; b- M’bahiakro ; c- Fêtékro
180
La bonne qualité des performances définies par le critère de Nash obtenues par le
modèle GR2M au niveau des trois bassins retenus a permis d’évaluer les valeurs d’ETR puis
les lames d’eau infiltrées.
Les caractéristiques statistiques des lames d’eau annuelles infiltrées (tableau XLIII)
montrent que celles-ci croissent avec la taille des bassins et sont relativement dispersées. Ces
valeurs traduisent l’importance relative des quantités d’eau infiltrées (soit 32% de la
pluviométrie moyenne).
La recharge des nappes correspond à une fraction relativement importante des
précipitations. Les valeurs moyennes de l’infiltration sur la période 1961-1997 au niveau des
différents bassins varient entre 332 mm et 354 mm. L’importance de ces lames d’eaux
infiltrées montre que le bassin versant du N’zi renferme d’importantes réserves d’eaux
souterraines.
Les représentations graphiques de la figure 61 mettent en évidence les variations de
la recharge des nappes souterraines au cours de la période 1961-1997. Les périodes de
recharge excédentaire ou déficitaire sont les réponses des variations climatiques et de la
modification des conditions d’infiltration dans le bassin versant du N’zi.
Selon la figure 61, les potentiels de recharge au pas de temps annuel, sur les trois
bassins, sont excédentaires de 1961 à 1968. A partir de 1969, une oscillation de phases
excédentaires et déficitaires est observée. Cette tendance à la régression va prendre de
l’ampleur à partir de 1981 sur l’ensemble des bassins. Le caractère limité de nos séries
permet d’observer que cette régression se poursuit jusqu’en 1997.
Cette baisse de la recharge des nappes se traduit par des coefficients de variation
relativement élevés qui fluctuent entre 25% (Dimbokro) et 28% (Fétêkro) (tableau XLIII).
Les déficits d’infiltration calculés par référence à l’année 1969, sont de 18,3% pour les sousbassins du N’zi à Dimbokro et M’bahiakro et 19,7% pour le haut N’zi (Fétêkro). La baisse
de la recharge est plus marquée dans le haut N’zi qui est la zone la plus vulnérable à la
variabilité hydroclimatique et de couverture végétale la plus pauvre. La conjugaison de ces
deux facteurs fait de cette région du bassin une zone où le problème de l’eau se pose
actuellement avec récurrence.
Malgré, les difficultés liées à son estimation quantitative, on admet qu’il y a eu et il y a
encore recharge des nappes souterraines, par infiltration des eaux de pluie au moyen de la
porosité des matériaux ou des fractures.
181
a)
b)
c)
Figure 61: Évolution des lames d’eau infiltrées (annuelles) au niveau du N’zi à
Dimbokro (a), à M’bahiakro (b) et à Fêtékro (c) (1961-1997)
182
L’analyse menée à l’échelle saisonnière au cours de la même période (1961-1997) a
permis de caractériser la dynamique complexe des recharges sur le bassin du N’zi. Il a été
observé des contrastes mensuels très accusés selon que le mois appartient à la saison sèche ou
à la saison pluvieuse (figure 62).
a)
100
90
Infiltration(m
m
)
80
70
60
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
50
40
30
20
10
Mois
b)
O
ct
ob
re
N
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M
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F
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Ja
nv
ie
r
0
100
90
Infiltration(mm)
80
70
60
1961-1970
1971-1980
1981-1990
1991-2000
50
40
30
20
10
O
ct
ob
re
N
ov
em
br
e
D
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br
e
Mois
A
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ill
et
Ju
in
M
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A
vr
il
M
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F
év
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r
Ja
nv
ie
r
0
Figure 62: Évolutions saisonnières des lames d’eau infiltrées au niveau du N’zi (19611997): a-Fêtékro ; b- Dimbokro
Le phénomène de la recharge potentielle des nappes s’effectue essentiellement d’avril à
septembre.
Le modèle hydrologique mensuel GR2M a permis de fixer les ordres de grandeur de
l’infiltration dans le bassin versant du N’zi (332 mm-354 mm).
Les impacts potentiels de la variabilité climatique se traduisent par une baisse des quantités
d’eau infiltrées pour la recharge des nappes souterraines. Cette baisse est également
synchrone à celle de la diminution des précipitations dans le bassin versant du N’zi.
183
7.2. DISCUSSION DES RÉSULTATS RELATIFS À LA DÉTECTION DE
MODIFICATION DE LA RELATION PLUIE-DÉBIT ET RECHARGE DES NAPPES
Une discussion des résultats obtenus et des approches utilisées pour détecter la
modification dans le comportement hydrologique d’un bassin versant est présentée. Les
différentes approches (méthode du coefficient d’écoulement, méthode des paramètres de
calage et résidus de simulation et méthode de la simulation croisée) ont fait la preuve de leur
capacité à détecter des changements dans le comportement hydrologique du bassin versant du
N’zi dans un contexte de variabilité hydroclimatique et de modification de l’occupation du sol.
Les résultats obtenus au cours de cette étude, ont mis en évidence une modification de la
relation pluie-débit (Kouassi et al., 2007). Ces résultats montrent que des changements
hydrologiques importants ont pu affecter le bassin du N’zi (Bandama) de façon générale qui
sont liés à la variabilité hydroclimatique et à la modification de l’occupation du sol.
Un certain nombre de facteurs, peuvent expliquer l’évolution observée. Nous pouvons
citer la variabilité climatique caractérisée par une diminution de la quantité et de la fréquence
des hauteurs de pluie, la modification saisonnière de la distribution des précipitations qui
peuvent entraîner des changements dans la réponse du bassin. L’essentiel des précipitations se
retrouve sous forme d’évapotranspiration, conséquence de la hausse des températures. Ceci
pourrait expliquer en partie l’évolution de la relation pluie-débit.
La baisse des volumes d’eau mobilisés par les nappes d’eau souterraines peut en partie
expliquer cette modification constatée dans la relation pluie-débit. En effet, la diminution des
coefficients d’écoulement observée dans de nombreux bassins en Afrique de l’Ouest peut
s’expliquer par une diminution des ressources en eaux souterraines (Mahé et al., 2005). Elle
se traduit par une baisse du niveau moyen des nappes et une diminution de leur soutien aux
étiages, comme c’est le cas au niveau du bassin versant du N’zi.
A cela, s’ajoute l’évolution du couvert végétal, conséquence éventuelle de la
variabilité pluviométrique et de la forte anthropisation du bassin, comme facteur de
l’évolution de la relation pluie-débit.
En effet, sous la pression démographique croissante et le développement de
l’agriculture, l’occupation du sol en général et la couverture végétale en particulier, a été très
modifiée.
Une discussion des différentes approches a été réalisée. L’approche du résidu du
coefficient d’écoulement met en œuvre un modèle pluie-débit simple et linéaire.
184
Elle permet une évaluation directe de la modification du comportement hydrologique,
dans la mesure où l’on peut raisonner directement sur les écarts de comportement
hydrologique. Elle a été appliquée par Le Lay (2006) sur les bassins versants de la Donga et
de l’Ouémé à Bétérou (Bénin) et a donné de bons résultats. Cependant, cette approche a des
limites. En effet, la transformation de la pluie en débit n’est pas un phénomène linéaire
(Mouelhi, 2003). Cette approche exige la nécessité d’avoir une forte corrélation entre la pluie
et le coefficient d’écoulement, ce qui constitue une limite majeure à l’interprétation du
comportement hydrologique. Dans ce cas, l’utilisation d’un modèle pluie-débit devient
inévitable.
Kuczera (1987), Brandt et al (1988), Cornish (1993) et Schreider et al. (2002), cités
par Andréassian (2002), ont étudié l’impact du couvert végétal sur la réponse hydrologique de
certains bassins versants en utilisant des modèles conceptuels. Ils ont utilisé l’évolution des
résidus de simulation et des paramètres de calage pour mettre en évidence une tendance
possible du comportement hydrologique. Andréassian (2002) montre que les deux approches
donnent des résultats satisfaisants en ce qui concerne la détection de tendances. Nascimento
(1995) s’est intéressé à la détection de non-stationnarité dans le comportement hydrologique
d’un bassin versant, en utilisant le modèle pluie-débit (GR4J). Le jugement sur l’existence ou
non d’une non-stationnarité s’est fondé, soit sur l’analyse de l’évolution des paramètres du
modèle, soit sur l’évolution des résultats de simulation du modèle. Cette approche s’est
montrée très efficace.
Ouédraogo et al. (1998) ont effectué des travaux sur les conséquences hydrologiques
de la longue sécheresse en Afrique de l’Ouest et centrale non sahélienne autour des années
1970, et à une éventuelle modification de la relation pluie-débit. Pour cela, ils utilisent deux
modèles conceptuels globaux (VUB et GR2M) au pas mensuel. Ils fondent leur analyse des
non-stationnarités sur l’évolution des résidus du modèle et des paramètres de calage des
différents modèles sur des périodes glissantes. Selon les auteurs, une modification de la
relation pluie-débit semble avoir accompagné la fluctuation climatique subie par l’Afrique de
l’Ouest depuis plus de trois décennies.
Le Lay (2006) a également utilisé l’approche des résidus de simulation et des
paramètres des modèles pour la détection de changements hydrologiques au Bénin.
Selon l’auteur, les résultats obtenus montrent que les distributions des paramètres et
des résidus de simulations traduisent les changements observés dans la relation pluie-débit
dans les bassins versants de la Donga et de l’Ouémé à Bétérou (Bénin).
185
Les résultats obtenus au cours de cette étude sur le bassin versant du N’zi confirment
ceux de Ouédraogo et al. (1998) et concordent avec ceux de Le Lay (2006). Cependant, du fait
des erreurs relatives aux paramètres de calage et aux résidus de simulation et aussi de
l’inadaptation de l’approche des résidus de simulation et des paramètres de calage à la
détection des changements progressifs (Nascimento, 1995), l’approche des simulations
croisées a été utilisée.
Cette approche est un support d’interprétation original pour les séries de calages et de
contrôles proposées par l’approche des résidus et paramètres de calage (Andréassian, 2002 ;
Andréassian et al., 2003 ; Andréassian, 2004). En effet, elle est basée, comme la précédente,
sur un modèle hydrologique pluie-débit. Cette approche permet de tester si les tableaux de
simulations croisées peuvent être considérés comme l’expression d’un comportement
stationnaire. Le test statistique associé à cette approche est fondé sur l’analyse des distributions
de la variable hydrologique (débit moyen annuel). Cette approche a été utilisée par
Andréassian (2002), Andréassian et al. (2003), Andréassian (2004). Plusieurs cas ont été
choisis au cours de leurs études (cas d’évolution progressive, cas de perturbations brusques et
cas de stabilité présumée). Quatre variables hydrologiques ont été utilisées par les auteurs
(écoulement total, volume écoulé en crue, déficit d’écoulement en étiage et indice
d’écoulement de base). Plusieurs bassins ont été choisis pour l’application de cette approche
par les auteurs (bassins de Coshocton, bassin de Three Bar, bassin de Réal, bassin de Andrews
Experimental Forest). Il ressort de leur étude, que cette approche a pu montrer la preuve de sa
capacité à détecter des changements progressifs et brusques dans le comportement
hydrologique d’un bassin versant.
L’approche de la simulation croisée et celle de l’analyse des résidus de simulation et
des paramètres de calage sont plus rigoureuses et robustes que la méthode du coefficient
d’écoulement au regard de leur support que sont les modèles conceptuels.
La modification de la relation pluie-débit mise en évidence, a eu pour impact, la baisse
des quantités d’eau infiltrées contribuant à la recharge des nappes. L’approche utilisée, basée
sur le bilan hydrologique couplé au modèle hydrologique à réservoirs GR2M a montré que la
recharge représente 32% des précipitations.
Les lames d’eau moyennes annuelles infiltrées (19961-1997) fluctuent entre 332 mm
et 354 mm. Ces résultats nous donnent des valeurs de référence des lames d’eau infiltrées dans
le bassin versant du N’zi (Bandama). Ces valeurs sont à considérer avec beaucoup de prudence
du fait du caractère limité des moyens utilisés (modèles hydrologiques).
186
En effet, l’estimation des composantes du bilan hydrologique est entachée
d’incertitudes importantes, puisqu’ aucune mesure ne nous permet, dans l’état actuel des
choses, de valider le partage entre l’évapotranspiration et la recharge de la nappe (Le Lay,
2006).
Des études similaires ont été réalisées en Côte d’Ivoire par l’approche du bilan
hydrologique selon Thornthwaite. Ces études concernent le bassin versant de la Mé (Soro,
1987), le bassin de la Marahoué (Biémi, 1992), la région d’Odienné (Savané, 1997) et l’Ouest
montagneux (Man et Danané) (Kouamé, 1999). Les résultats de ces travaux, ont donné 43 mm
dans le bassin de la Mé (3%), 46 mm à Marahoué (4%), 77 mm à Odienné (5%), 74 mm à Man
(5%) et 168 mm à Danané (8%). Les auteurs avancent donc des valeurs de recharge variées qui
fluctuent entre 46 mm et 168 mm. Les valeurs de recharge obtenues sur le bassin versant du
N’zi (332 mm-354 mm) sont supérieures aux estimations avancées par les études antérieures.
Les taux de lames d’eau infiltrées par rapport aux précipitations restent tous inférieurs à celui
obtenu au cours de cette étude (32%).
Cependant, les résultats obtenus par Saley (2003) dans la région de Man, à partir de la
détermination de l’ETR par la méthode de Thornthwaite et l’estimation de la recharge par
l’approche de l’équation du bilan hydrologique, a donné une valeur de 375 mm de lame d’eau
infiltrée. Cette valeur est plus élevée que la valeur maximale obtenue au niveau du N’zi (354
mm) et très supérieure à celle obtenue par Kouamé (1999) dans la même région de Man.
Kouadio (2005) a obtenu dans la région du Denguelé, une infiltration efficace de 350 mm, à
partir du bilan hydrologique avec l’estimation de l’ETR par la méthode de Turc. Cette valeur
est inférieure à celle obtenue au niveau du bassin versant du N’zi et très supérieure à celle
obtenue par Savané (1997) dans la même région. Les résultats obtenus au niveau du N’zi se
situent entre celui obtenu à Man par Saley (2003) et celui obtenu par Kouadio (2005) dans le
Denguelé. L’ordre de grandeur des résultats obtenus dans le bassin versant du N’zi se situe
donc dans une logique acceptable. En effet, la région semi-montagneuse de Man est plus
arrosée que le bassin versant du N’zi et la région du Denguelé est moins arrosée que le bassin
du N’zi. Cependant, la similitude des résultats ne nous permet pas de distinguer l’approche la
plus réaliste. Ce caractère de similitude semble confirmer par conséquent, la robustesse de
l’approche de l’évaluation de la recharge par la méthode du bilan hydrologique. L’utilisation
des modèles hydrologiques (modèles à bilan) semble apporter une précision aux lames d’eau
infiltrées.
187
En effet, l’approche de distribution des excédents du bilan entre l’écoulement et
l’infiltration selon Thornthwaite, utilisée par les premiers auteurs, ne semble pas assez précise.
Cette approche stipule que la moitié du surplus participe à l’écoulement superficiel, alimentant
le réseau hydrographique au cours du mois considéré, tandis que l’autre moitié est prise en
compte le mois suivant, en s’ajoutant au surplus disponible de ce dernier (Kouamé, 1999).
Selon Kouamé (1999), cette approche ne tient pas compte des nombreux facteurs
environnementaux, morphologiques, géologiques et climatiques.
Le caractère divergeant des résultats dans l’estimation de la recharge des nappes
souterraines, nous invite à utiliser d’autres approches (hydrodynamiques, isotopiques, etc.) qui
permettront de confirmer ou non, les résultats obtenus au cours de cette étude.
7.3. CONCLUSION PARTIELLE
L’approche du coefficient d’écoulement met en œuvre un modèle pluie-débit simple et
linéaire. La procédure de segmentation permet de déceler au sein de la série du coefficient
d’écoulement, l’existence d’une unique tendance globale en 1968, tandis que le test de Pettitt
a déterminé une rupture très significative au seuil de 99% en 1971, avec une probabilité de
dépassement de 7,88.10-3. Une forte corrélation existe entre les coefficients d’écoulement et
les pluies moyennes au niveau du bassin versant du N’zi. Celle-ci est traduite par un
coefficient de corrélation d’une valeur de 0,85. A partir de la fonction de régression linéaire
entre le coefficient d’écoulement et la pluviométrie (Kr*=0,016P-12,267), une estimation des
résidus du coefficient d’écoulement a été réalisée. Une diminution des résidus de simulation
est observée à partir de la décennie 1961 et amplifiée au cours des décennies suivantes.
L’approche des paramètres et résidus de simulation a été utilisée. Le modèle en «S» a
été appliqué au bassin principal de N’zianoa et du haut N’zi (Fêtékro).
Les valeurs moyennes du paramètre «a» sont de 1,23 à N’zianoa et 1,07 à Fêtékro. Les
coefficients de variation du paramètre « a » sont de 0,06 à N’zianoa et 0,05 à Fêtékro. Les
valeurs moyennes des résidus de simulation exprimés par la performance en terme du critère
de Nash sont de 72% à N’zianoa et 63% à Fêtékro. Les coefficients de variation du critère
sont de 0,39 à N’zianoa et 0,37 à Fêtékro. Le modèle GR2M a été appliqué au bassin du N’zi
à Dimbokro et du haut N’zi (Fêtékro). Les valeurs moyennes du paramètre «X1» sont de 1070
mm à Dimbokro et 585 mm à Fêtékro. Les valeurs moyennes du paramètre «X2» sont de 0,59
à Dimbokro et 0,60 à Fêtékro.
188
Les valeurs moyennes des résidus de simulation sont de 65% à Dimbokro et 69% à
Fêtékro. Les coefficients de variation du paramètre «X1» sont de 0,22 à Dimbokro et 0,15 à
Fêtékro. Les coefficients de variation du paramètre «X2» sont de 0,04 à Dimbokro et 0,05 à
Fêtékro.
Les coefficients de variation du critère sont de 0,23 à Dimbokro et 0,29 à Fêtékro.
L’approche de la simulation croisée a été réalisée au moyen du modèle en «S» sur les bassins
du N’zi à N’zianoa et du haut N’zi (Fêtékro). Les résultats montrent que le bassin principal du
N’zi (N’zianoa) a enregistré un total de 47 signes négatifs contre 9 signes positifs. A Fêtékro,
un ensemble de 42 signes négatifs a été enregistré contre 14 signes positifs. Le bassin
principal du N’zi (N’zianoa) enregistre une prédominance de signes négatifs (47)
comparativement au bassin du haut N’zi (Fêtékro) (42). Par conséquent, le haut N’zi
enregistre un nombre plus élevé de signes positifs (14) que le bassin principal du N’zi (9). Il
ressort des résultats de l’ensemble des deux bassins tests, que les signes négatifs sont
majoritaires par rapport aux signes positifs dans le bassin versant du N’zi de façon générale.
L’analyse du comportement hydrologique du bassin du N’zi à partir de la statistique S permet
de déterminer la tendance avec un taux de confiance de 90%. La statistique S observée au
niveau du bassin du N’zi à N’zianoa est plus petite (-1374) que toutes les valeurs de la
distribution [− 1021;+1123] . La statistique S observée au niveau du bassin du N’zi à Fêtékro
est plus petite (-2070) que toutes les valeurs de la distribution [− 1924;+1692] . Une tendance à
la décroissance est donc présente au sein du comportement hydrologique du bassin principal
du N’zi à N’zianoa et dans le haut N’zi (Fêtékro).
L’ensemble des résultats acquis selon les différentes approches met en évidence une
modification dans le comportement hydrologique du bassin versant du N’zi. Les approches
basées sur la modélisation conceptuelle pluie-débit semblent plus originales.
Les valeurs estimées de la recharge montrent que celle-ci fluctue entre 332 mm et 354
mm et représente 32% des précipitations.
Au plan interannuel, on assiste à une régression du potentiel de recharge des nappes
depuis la décennie 1970 et accentuée au cours de la grande sécheresse des années 1982-1983.
Au plan saisonnier, il a été observé des contrastes mensuels très accusés. Le
phénomène de la recharge potentielle des nappes s’effectue essentiellement d’avril à
septembre. La variabilité hydroclimatique que connaît le bassin versant du N’zi a eu donc
pour impact, une réduction du potentiel de recharge des nappes entraînant la réduction des
réserves en eau souterraines.
189
CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVES
190
Variabilité hydroclimatique et dynamique de l’occupation du sol dans le bassin versant
du N’zi (Bandama)
Le bassin versant du N’zi connaît une variabilité pluviométrique marquée par une
longue période sèche amorcée depuis les années 1970 qui s’est amplifiée pendant les années
1980. Le déficit pluviométrique évalué atteint une valeur moyenne de 15% et fluctue entre
13% et 24%. Le déficit pluviométrique constaté n’est pas homogène sur l’ensemble du bassin
du N’zi. Les plus faibles déficits pluviométriques ont été enregistrés dans le Sud du bassin et
les plus forts dans le Nord. La variabilité pluviométrique saisonnière se manifeste par une
baisse importante de la pluviométrie mensuelle. Les différentes saisons ont des durées plus
courtes qu’auparavant. En effet, la durée de la saison des pluies est passée de 250 jours à 220
jours dans la partie nord du bassin. Dans la partie sud, la grande saison des pluies est passée
de 140 jours à 105 jours. Cependant, cette variabilité pluviométrique n’a pas engendré une
modification des régimes pluviométriques saisonniers. La baisse de la pluviométrie que
connaît le bassin ces dernières décennies (1971-2000) est liée à une diminution significative
des fréquences des jours pluvieux de hauteurs comprises entre 10 et 50 mm et marquée par
des ruptures identifiées majoritairement entre 1968-1972 et 1980-1983.
Les régimes hydrologiques ont également subi de profondes modifications au cours de
la période 1951-2000. La baisse de la pluviométrie a eu donc pour effet de diminuer les
apports d’eau qui transitent dans les cours d’eau du bassin. Cette diminution est marquée par
une rupture très significative identifiée en 1968 sur l’ensemble des stations. Les volumes
écoulés ont diminué et ce déficit hydrométrique varie entre 49% et 55% et atteint une
moyenne de 52%. Les déficits d'écoulement sont bien supérieurs à ceux des précipitations.
Les coefficients de tarissement évalués varient entre 2,78.10-2j-1 et 3,91.10-2j-1 avant 1968.
Après 1968, les coefficients de tarissement fluctuent entre 3,17.10-2j-1 et 4,02.10-2j-1. Ces
résultats mettent en évidence une augmentation du coefficient de tarissement après 1968. Un
raccourcissement de la durée de tarissement après 1968 est mis en évidence. Les durées de
tarissement avant 1968 vont de 140 jours (4 mois et 20 jours) à 160 jours (5 mois et 10 jours)
jours. Après 1968, les durées fluctuent entre 140 jours (4 mois et 20 jours) et 150 jours (5
mois). Les volumes mobilisés par les aquifères varient entre 0,79 km3 et 0,87 km3 avant 1968.
Après 1968, les volumes mobilisés par les aquifères fluctuent entre 0,36 km3 et 0,49 km3.
Ces résultats mettent en évidence une diminution des volumes mobilisés par les
aquifères après 1968. Ces variations du volume d’eau mobilisé par les aquifères suggèrent une
régression considérable des réserves souterraines.
191
Les techniques de classification thématique à partir des images satellitaires Landsat
MSS, TM et ETM, ont permis de discriminer les éléments d’occupation du sol. Une tendance
progressive est manifestée au niveau de la forêt claire et/ou savane arborée (+14,95) et de la
classe des sols nus (+2,13%). La tendance régressive concerne la forêt dense (-1,93%) et la
savane arbustive et/ou herbeuse (-15,15%). Une dynamique de l’occupation du sol est donc
mise en évidence.
La récurrence des problèmes posés par la variabilité climatique au niveau des
ressources en eau nécessite des outils plus robustes tels que les modèles hydrologiques.
Évaluation des modèles hydrologiques
Trois modèles hydrologiques ont été testés au cours de cette étude. Il s’agit du modèle
en « S », du modèle de Tixeront et du modèle GR2M. Les deux premiers fonctionnent au pas
de temps annuel et le troisième fonctionne au pas de temps mensuel. L’analyse des
performances moyennes des modèles de Tixeront et en « S » en calage (66%) et en validation
(68%) sur la période 1961-1997 scindée en une période humide (1961-1972) et une période
sèche (1973-1997) montre que ces deux modèles sont performants et de performance
similaire. Les écarts de variation des performances varient entre -5 et 5 pour le modèle de
Tixeront. Ces écarts oscillent entre -4 et 6 pour le modèle en «S». Les écarts moyens observés
sont les mêmes et égaux à deux (2) pour les deux modèles. Ces écarts de variation entre les
performances moyennes, en passant de la phase de calage à celle de la validation pour les
deux modèles, sont tous supérieures à -10%. Les modèles annuels sont donc robustes et de
robustesse semblable. En phase de calage (1973-1997), le débit moyen observé est de 52,6
mm. Les débits moyens simulés sont de 48,4 mm pour le modèle de Tixeront et 50,9 mm pour
le modèle en «S». En phase de validation (1961-1972), le débit moyen observé est de 99,3
mm. Les débits moyens simulés sont de 105,7 mm pour le modèle de Tixeront et 111,7 mm
pour le modèle en «S». Les débits moyens simulés par le modèle en «S» sont plus proches des
débits observés que ceux simulés par le modèle de Tixeront en calage.
En validation, les débits observés sont plus proches des débits simulés par le modèle
de Tixeront que ceux simulés par le modèle en «S». Cependant, les deux modèles permettent
de reproduire assez correctement les écoulements annuels au niveau du bassin versant du
N’zi.
192
Les calages réalisés avec le modèle GR2M sont de bonne qualité. La performance
moyenne du critère de Nash sur l’ensemble des cinq bassins tests est de 66%. Les stations de
Dimbokro, M’bahiakro et de Fétêkro présentent les plus fortes performances qui restent
supérieures à 75%. La performance moyenne obtenue sur l’ensemble des bassins en
validation est 61%. Les valeurs du critère de Nash en dehors des stations de N’zianoa et
Bocanda restent supérieures à 71%. Le débit moyen mensuel observé est de 4,3 mm et le débit
moyen simulé par le modèle GR2M est de 4,4 mm en calage. En validation, le débit moyen
mensuel observé est égal au débit moyen simulé qui est de 7,8 mm. Les débits simulés par le
modèle GR2M en calage comme en validation sont de même valeur ou très proches des débits
observés. La chute de performance, en passant de la phase de calage à la phase de validation,
oscille entre -14% et 0%, avec une moyenne de -5%. Les écarts constatés par référence au
critère de qualité utilisé (critère de Nash), sont en général inférieurs à -10%. Cela nous
conduit à conclure que le modèle GR2M est robuste.
Les valeurs moyennes des incertitudes associées aux débits calculés sont de 0,93 pour
le modèle en « S » et 0,98 pour le modèle de Tixeront. Les incertitudes associées aux débits
simulés au niveau des modèles annuels montre que celles-ci sont plus importantes au niveau
du modèle de Tixeront. Le modèle en « S » est donc le meilleur modèle parmi les deux
modèles annuels retenus. Pour le modèle GR2M, la moyenne des incertitudes moyennes est
de 0,72. Qu’il s’agisse d’une surestimation ou d’une sous-estimation, les différentes
incertitudes ne sont pas de nature à remettre en cause les différents résultats obtenus au cours
des différentes simulations. Les différents modèles conceptuels utilisés ont permis de simuler
de façon satisfaisante les écoulements au niveau du bassin versant du N’zi.
Identification de tendances au sein de la relation pluie-débit
Plusieurs approches ont été appliquées à ce niveau. L’approche du coefficient
d’écoulement met en œuvre un modèle pluie-débit simple et linéaire.
La procédure de segmentation permet de déceler au sein de la série du coefficient
d’écoulement, l’existence d’une unique tendance globale en 1968, tandis que le test de Pettitt
a déterminé une rupture très significative au seuil de 99% en 1971, avec une probabilité de
dépassement de 7,88.10-3.
A partir de la fonction de régression linéaire entre le coefficient d’écoulement et la
pluviométrie (Kr*=0,016P-12,267), une estimation des résidus du coefficient d’écoulement a
été réalisée. Une diminution des résidus du coefficient d’écoulement est observée à partir de
la décennie 1961 et amplifiée au cours des décennies suivantes.
193
L’approche des paramètres et résidus de simulation à partir de modèles hydrologiques
conceptuels (modèle en « S » et modèle GR2M) a été utilisée. Les valeurs moyennes du
paramètre «a» du modèle en « S » sont de 1,23 à N’zianoa et 1,07 à Fêtékro. Les coefficients
de variation du paramètre « a » sont de 0,06 à N’zianoa et 0,05 à Fêtékro. Les valeurs
moyennes des résidus de simulation exprimés par la performance en terme du critère de Nash
sont de 72% à N’zianoa et 63% à Fêtékro. Les coefficients de variation du critère sont de 0,39
à N’zianoa et 0,37 à Fêtékro. Les valeurs moyennes du paramètre «X1» du modèle GR2M
sont de 1070 mm à Dimbokro et 585 mm à Fêtékro. Les valeurs moyennes du paramètre «X2 »
du modèle GR2M sont de 0,59 à Dimbokro et 0,60 à Fêtékro. Les valeurs moyennes des
résidus de simulation sont de 65% à Dimbokro et 69% à Fêtékro. Les coefficients de variation
du paramètre «X1» sont de 0,22 à Dimbokro et 0,15 à Fêtékro. Les coefficients de variation
du paramètre «X2» sont de 0,04 à Dimbokro et 0,05 à Fêtékro. Les coefficients de variation
du critère sont de 0,23 à Dimbokro et 0,29 à Fêtékro.
L’approche de la simulation croisée a été réalisée au moyen du modèle en «S» sur les
bassins du N’zi à N’zianoa et du haut N’zi (Fêtékro). Le bassin principal du N’zi (N’zianoa)
enregistre une prédominance de signes négatifs (47) comparativement au bassin du haut N’zi
(Fêtékro) (42). Par conséquent, le haut N’zi enregistre un nombre plus élevé de signes positifs
(14) que le bassin principal du N’zi (9). Il ressort des résultats de l’ensemble des deux bassins
tests, que les signes négatifs sont majoritaires par rapport aux signes positifs sur les différents
bassins tests. La statistique S observée au niveau du bassin du N’zi à N’zianoa (-1374) et à
Fêtékro (-2070) est plus petite que les valeurs des différentes distributions qui sont comprises
successivement entre les intervalles [− 1021;+1123] et [− 1924;+1692] .
L’ensemble des résultats acquis selon les différentes approches met en évidence une
modification dans le comportement hydrologique du bassin versant du N’zi. Les approches
basées sur la modélisation conceptuelle pluie-débit sont plus originales.
Recharge des nappes
La recharge estimée fluctue entre 332 mm et 354 mm et représente 32% des
précipitations. Au plan interannuel, on assiste à une régression du potentiel de recharge des
nappes depuis la décennie 1970 et accentuée au cours de la grande sécheresse des années
1982-1983. Au plan saisonnier, il a été observé des contrastes mensuels très accusés. Le
phénomène de la recharge potentielle des nappes s’effectue essentiellement d’avril à
septembre.
194
La variabilité hydroclimatique que connaît le bassin versant du N’zi a eu donc pour
impact, une réduction du potentiel de recharge des nappes entraînant la réduction des réserves
en eau souterraines.
La variabilité hydroclimatique actuelle, la modification du milieu naturel, la
modification de la relation pluie-débit, la baisse de la recharge des nappes, sont autant de
réalités qui nous interpellent sur la disponibilité des ressources en eau futures.
Perspectives de l’étude
Ce travail de modélisation de la relation pluie-débit dans un contexte de variabilité
climatique et de modification de l’occupation du sol du fait des actions naturelles et
anthropiques du bassin versant du N’zi ouvrent plusieurs perspectives:
- améliorer les modèles conceptuels utilisés par intégration d’autres paramètres physiques
pertinents, ce dans un souci de recherche d’un outil le plus fiable possible ; Il s’agit de
prendre en compte d’autres variables descriptives des bassins versants tels que les
caractéristiques de sol, les indices de végétation ou de croissance de la végétation, etc ;
- utiliser des modèles couplés eau de surface-eau souterraine, afin de mieux apprécier l’impact
de la variabilité hydroclimatique sur les ressources en eau souterraines ;
- parvenir à une modélisation plus fine des phénomènes hydrologiques par des modèles
distribués pour une compréhension plus approfondie du fonctionnement hydrologique du
bassin versant du N’zi.
- contribuer à une meilleure estimation de la recharge des nappes en utilisant d’autres modèles
à plus petite échelle de temps (journalier, etc.) et d’autres approches telle que l’isotopie.
195
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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