Mémoire de Thèse Corrigé _Déc 07_

i

République de Côte d’Ivoire ~~~~~~~~~~~~~

Ministère de l’Enseignement Supérieur et de la Recherche Scientifique

Université de Cocody

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

Soutenue publiquement le 10 novembre 2007 devant le jury composé de :

M. AKA Kouamé Professeur Titulaire, Université de Cocody Président

M. BIEMI Jean Professeur Titulaire, Université de Cocody Directeur de thèse

M. JOURDA Patrice Maître de Conférences, Université de Cocody Rapporteur

M.SORO Nagnin Maître de Conférences, Université de Cocody Examinateur

M. GOULA Albert Maître de Conférences, Université d’Abobo-Adjamé Examinateur

UFR des Sciences de la Terre et des Ressources Minières

Année Universitaire 2006-2007

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.

i

« 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!

DÉDICACE

ii

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.

AVANT-PROPOS

iii

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.

iv

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.

v

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 D E 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’OUE ST …………..…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 C ÔTE

D’IVOIRE ……………………………………………………………………………….…..13

1.4.1. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE…………………………………………….…..14

1.4.2. VARIABILITÉ HYDROLOGIQUE……………………………………………......…14

1.5. CLIMAT, ACTIVITÉS AGRO-ÉCONOMIQUES ET DYNAMIQU E 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

TABLE DES MATIÈRES

vi

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 CHAN GEMENT 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 V ERSANT 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 HYDROLO GIQUES 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-ÉCONOMI QUE……...44

2.10. CONCLUSION PARTIELLE………………………………………………………..45

vii

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 HYDROMÉTÉOROLO GIQUES…..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 HYDROC LIMATIQUE..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

viii

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’O CCUPATION

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

ix

TROISIÈME PARTIE : RÉSULTATS ET DISCUSSION……………………… ……….85

CHAPITRE 5: VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE ET DYNAMIQU E DE

L’OCCUPATION DU SOL DANS LE BASSIN VERSANT DU N’ZI

(BANDAMA)………………………………………...…………………………………..…..86

5.1. INTERPRÉTATIONS DES RÉSULTATS SUR LA VARIABILI TÉ

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 HY DROCLIMATIQUE

ET LA DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL…………………………….. …..119

5.3. CONCLUSION PARTIELLE……………………………………………………..…125

x

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 E T 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

xi

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

xii

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.

LISTE DES ABRÉVIATIONS

xiii

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.

xiv

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

LISTE DES FIGURES

xv

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

xvi

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


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


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

xvii

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 (1961-

1997): a-Fêtékro ; b- Dimbokro………………………………………………………..….183

xviii

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 (1961-

2000)………………………………………………………………………………………….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

LISTE DES TABLEAUX

xix

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 (1973-

1997) 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

xx

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

xxi

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.

RÉSUMÉ

xxii

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 .

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.

ABSTRACT

xxiii

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.

1

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.

INTRODUCTION GÉNÉRALE

2

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.

3

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 ;

4

- 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) ;

5

- 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.

6

PREMIÈRE PARTIE:

CONTEXTE GÉNÉRAL ET PRÉSENTATION DE LA ZONE

D’ÉTUDE

7

CHAPITRE 1:

CONTEXTE GÉNÉRAL DE L’ÉTUDE

8

1.1. CONTEXTE CLIMATIQUE DE L’AFRIQUE DE L’OUEST

L’Afrique de l’Ouest constitue une région très vaste de près de 6 000 000 km2. 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 (août-

septembre 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.

9

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.

10

1.2. VARIABILITÉ PLUVIOMÉTRIQUE EN AFRIQUE DE L’OUE ST

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.

11

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.

12

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 avoir des

conséquences graves sur la disponibilité des ressources en eau de surface.

13

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.

14

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.

15

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 DYNAMIQU E 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).

16

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)

17

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 géographique

Département Taux de forêt dégradée Taux de forêt primaire

Adzopé -1955 56% 44% -1999 94% 6%

Bongouanou -1955 49% 51%

Sud-Est et Centre-Est

-1999 100% 0%

Daloa -1955 42 58%

-1999 91% 9% Gagnoa -1955 62% 38%

Centre-Ouest

-1999 100% 0%

Soubré -1955 24% 76%

-1999 87% 13%

San-Pedro -1955 16% 84%

Sud-Ouest

-1999 85% 15%

Guiglo -1955 26% 74% Ouest

-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).

18

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).

19

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).

20

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 CHAN GEMENT DE

L’OCCUPATION DU SOL SUR L’HYDROLOGIE : OUTILS D’ANA LYSE

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.

21

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.

22

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.

23

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.

24

CHAPITRE 2:

PRÉSENTATION DE LA ZONE D’ÉTUDE

25

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)

26

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

27

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) ;

28

Figure 5: Géologie du bassin versant du N’zi (Tagini, 1971 ; Papon, 1973)

29

- 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 ;

30

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.

31

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)

32

- 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.

33

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 V ERSANT 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).

34

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)

0

50

100

150

200

250

Janv

ier

Févrie

rM

ars

Avril

MaiJu

in

Juille

tAoû

t

Septem

bre

Octobr

e

Novembr

e

Décem

bre

Mois

Plu

ie (

mm

)

Climat tropical humide (station de Bouaké)

0

50

100

150

200

Janv

ier

Févr ie

rMar

sAvr

i lM

aiJu

in

Jui ll

etAoû

t

Septem

bre

Octob

re

Novembre

Décem

bre

Mois

Plu

ie (

mm

)

Climat équatorial de transition (station de Tiassal é)

0

50

100

150

200

250

Janv

ier

Févrie

rM

ars

Av ri l Mai

Juin

Jui lle

tAoû

t

Septem

bre

Octobr

e

Novembr

e

Décem

bre

Mois

Plu

ie (

mm

)

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.

35

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%).

36

a)

66

68

70

72

74

76

78

1968 1973 1978 1983 1988 1993 1998

Mois

Hum

idité

rel

ativ

e (%

)Humidité relative

Humidité relative moyenne

b)

70

71

72

73

74

75

76

77

78

79

80

1968 1973 1978 1983 1988 1993 1998

M ois

Humidité relative

Humidité relative moyenne

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)


Bouaké 26,6 27,7 27,6 27 26,1 24,8 23,8 23,6 24 24,7 25,4 25,5 26,7

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

37

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)

24,5

25,0

25,5

26,0

26,5

27,0

1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Mois

Tem

péra

ture

(°C

)

Température annuelle

Température moyenne annuelle

b)

25,0

25,5

26,0

26,5

27,0

27,5

28,0

1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Mois

Tem

péra

ture

(°C

)

Température annuelle

Température moyenne annuelle

Figure 10: Variations interannuelles de la température de l’air (1961-2000) :

a- à Bouaké ; b- à Dimbokro

38

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

pluviométries et de fortes valeurs pendant les mois de faibles pluviométries.

a)

050

100150200

Janv

ier

Févrie

rMar

sAvri

lMai

Juin

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tAoû

t

Septe

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m)

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100150200250

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illet

Août

Septe

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Octobr

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Novem

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bre

Mois

Plu

viom

étrie

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)

23242526272829

Tem

péra

ture

(°C

)

P (mm)

T °C

Figure 11: Diagrammes ombrothermiques (1961-2000) : a- de la région de Bouaké ;

b- Dimbokro

39

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)


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.

40

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 HYDROLO GIQUES 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)

41

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.

42

a)

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10121416182022

Janv

ier

Févrie

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b)

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c)

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4

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12

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Janv

ier

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Août

Septem

bre

Octo

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Mois

Lam

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eam

(m

m)

Figure 13: Régimes hydrologiques du N’zi (1968-1997): a- à Fétêkro ; b- M’bahiakro ;

c- N’zianoa

43

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.

44

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-ÉCONOMI QUE

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.

45

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.


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).

46

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 SW-

NE 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.

47

DEUXIÈME PARTIE:

DONNÉES ET MÉTHODES

48

CHAPITRE 3:

DONNÉES ET OUTILS

49

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.

50

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.

51

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.

52

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 HYDROMÉTÉOROLO GIQUES

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.

53

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.

54

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).

55

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 :

−−−×−+=

3

)2(1)1(1

2

k

k

n

kE

ρ (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, 1998-

2000) 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.

56

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.

57


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 (1951-

2004).

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.

58

CHAPITRE 4:

MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE

59

4.1. MÉTHODOLOGIE D’ÉTUDE DE LA VARIABILITÉ HYDROC LIMATIQUE

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 :

U Dt N ijj t

N

i

t

, == +=∑∑

11 (Eq. 2)

- Dij=sgn(X Xi j− ) ;

60

- 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):

))/(6exp(2)(Pr 232 NNkkKob N +−≈> (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 NtU , .

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 kX 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 :

Dm = d kk

k m

=

=

∑1

(Eq. 4)

avec 2

1

)(1

∑=

−= −

−=k

k

ii

iiKik XXd (dk doit être minimum)

61

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:

1−=i

j

x

xD . (Eq. 5)

avec:

- D= déficit ;

- jx : moyenne après rupture ;

- ix : 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):

SXXI i

i−= (Eq. 6)

avec :

- Xi : valeur de la pluviométrie annuelle (ou du débit annuel) de l’année i ;

62

- 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 1951-

1980 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.

63

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).

64

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:

ktt eQQ −

= 0 (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.

65

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):

010

=−+−

kQV

k

e kt

(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:

k

QdteQV kt

mobilisé0

0

0 == −+∞

∫ (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.

66

4.2. MÉTHODOLOGIE DE L’ÉTUDE DE LA DYNAMIQUE DE L’O CCUPATION

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.

67

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).

68

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).

69

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).

70

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):

( )1/ 44 4( )Q P aE 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):

4

0

( )n

i

i

PQ

aE

P

=

=

=∑

(Eq. 11)

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).

71

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).

72

Le fondement mathématique du modèle GR2M se présente comme suit (Mouelhi, 2003):

En posant

=

1

tanhX

Pϕ (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 :

1

11

1X

SXS

Sϕ

ϕ

+

+= (Eq. 13)

Où le paramètre X1, capacité du réservoir, est positif et exprimé en mm.

Il s’ensuit une contribution à l’écoulement 1P (opération 2 de la figure 15) par l’équation

14 : 11 SSPP −+= (Eq. 14)

En posant

=Ψ

1

tanhX

E, le niveau S1 devient S2 sous l’effet de l'évapotranspiration E

(opération 3 de la figure 15) et est exprimé par l’équation 15:

( )

−Ψ+

Ψ−=

1

1

12

11

1

X

S

SS (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:

3/1

1

2

2

1

+

=

X

S

SS (Eq. 16)

SSP −= 22 (Eq. 17)

La pluie totale 3P qui atteint le réservoir de routage (opération 5 de la figure 15) est donnée


213 PPP += (Eq. 18)

Le réservoir R, dont le niveau en début du mois est Rdevient 1R (opération 6 de la figure

15) est donné par l’équation 19 :

73

)( 31 PRR += (Eq. 19)

L’échange, F (opération 7 de la figure 15), qui agit sur le réservoir R est donnée par

l’équation 20:

12 ).1( RXF −= (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:

R2 = X2.R1 (Eq. 21)

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:

602

22

+=

R

RQ (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):

20

20

( )100 1

( )

i ic

ii i

mi

Q QNash

Q Q

− = − −

∑

∑ (Eq. 23)

74

avec:

- 0iQ et i

cQ désignant les débits (mensuels ou annuels) respectivement observés et calculés ;

- imQ : 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.

75

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.

76

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 (1973-

1997) 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.

77

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


simulé

observé

Q

QI = (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 ;

78

- 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.

79

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:

r

QK

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.

80

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.

81

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:

1

1 1 1

( ) ( )n i n

ii ij ij iii j j i

S q q q q−

= = = +

= − + −

∑ ∑ ∑ (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.

82

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.

83

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.

84

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).


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.

85

TROISIÈME PARTIE:

RÉSULTATS ET DISCUSSION

86

CHAPITRE 5 :

VARIABILITÉ HYDROCLIMATIQUE ET DYNAMIQUE DE L’OCCUPATION DU SOL DANS LE BASSIN VERSANT DU

N’ZI (BANDAMA)

87

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 VARIABILI TÉ

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 Procédure de Segmentation

Stations Rupture Probabilité Rupture

Tafiré Absence de 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 Absence de rupture Absence de rupture

Dimbokro 1974 7,88.10-2 1968

Tiassalé Absence de rupture 1969

Ces résultats montrent que les séries pluviométriques analysées présentent des ruptures

comprises majoritairement entre 1968 et 1972.

88

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)

Avant la rupture Après la rupture Stations Référence Moyenne Ecart-type Moyenne Ecart-type Déficit en %

Tafiré 1968 1216 295 1012 201 17 Niakara 1968 1256 229 1054 188 16 Katiola 1968 1246 311 1025 210 18 Dabakala 1968 1250 230 944 233 24 Bouaké 1972 1279 227 1098 169 14 M’bahiakro 1970 1166 267 1014 206 13 Tiébissou 1969 1214 254 1037 131 15 Bocanda 1971 1203 226 1030 141 14 Daoukro 1970 1237 209 1068 159 14 Bongouanou 1970 1251 294 1072 221 14 Dimbokro 1968 1254 254 1079 127 14 Tiassalé 1969 1353 269 1174 226 13

89

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 1923-

2004 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 Segmentation


Bouaké 1972 2,28.10-2 (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.

90

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.

91

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):

92

- 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).

93

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)

94

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.

95

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)

0

50

100

150

200

250

300

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Pluie (mm)

AvrilMaiJuinJuilletAoûtSeptembreOctobre

b)

0

50

100

150

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Pluie (mm) Novembre

DécembreJanvier FévrierMars

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).

96

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)

0

50

100

150

200

250

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Pluie (mm) Mars

AvrilMaiJuin

b)

0

50

100

150

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Pluie (mm)

SeptembreOctobreNovembre

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).

97

a)

0

10

20

30

40

50

60

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000Décennies

Pluie (mm) Novembre

DécembreJanvierFévrier

b)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

1951-1960 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Pluie (mm)

JuilletAoût

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.

98

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)

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

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)

Pou

rcen

tage

(%

)

Pourcentage jours pluvieuxPourcentage jours secs

b)

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

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)

Pou

rcen

tage

(%

)


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.

99

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)

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

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)

Pou

rcen

tage

(%

)

Pourcentage de jours de pluie

Pourcentage de jours secs

b)

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

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)

Pou

rcen

tage

(%

)


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.

100

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.

101

a)

b)

0

50

100

150

200

Janv

ier

Février

Mar

sAvr

ilMai

Juin

Juille

t

Août

Septembre

Octob

re

Novem

bre

Décem

bre

Mois

Plu

ie (m

m)

1951-19801961-19901971-2000

c)

0

50

100

150

200

250

Janv

ier

Février

Mar

sAvr

ilMai

Juin

Juille

t

Août

Septembr

e

Octo

bre

Novem

bre

Décem

bre

Mois

Plu

ie (m

m)

1951-19801961-19901971-2000

Figure 26: Normales pluviométriques des périodes 1951-1980, 1961-1990 et 1971-2000

à : a- Niakaramandougo ; b- Bouaké ; c- Tiassalé.

102

Tableau XII: Pourcentages pluviométriques des classes de pluie (1951-2000)

Station P1 P2 P3 P4

Tafiré 11,5 43,0 26,7 18,6

Niakara 14,0 41,6 24,5 19,7

Katiola 13,8 40,7 25,1 20,2

Bouaké 13,8 40,1 24,8 20,8

Dabakala 12,9 41,1 24,7 21,3

M’bahiakro 14,6 41,1 25,6 18,6

Tiébissou 15,5 42,1 22,5 19,4

Bocanda 18,4 41,6 22,8 16,3

Dimbokro 17,9 40,7

23,2 17,6

Tiassalé 14,6 40,5 22,5 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

Dabakala 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

103

Ces résultats montrent que les différentes séries constituées des fréquences de jours

pluvieux contiennent des ruptures qui s’observent majoritairement autour des périodes 1968-

1972 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


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.

104

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.

105

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)

0

1

2

3

4

Janv

ier

Février

Mars

Avril

Mai

Juin

Juille

t

Aout

Septem

bre

Octob

re

Nove

mbre

Déce

mbre

Mois

Nom

bre

de jo

urs de

pluie

P1 (1-10 mm)P2 (10-30 mm)P3 (30-50 mm)P4 (50+)

b)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

Janv

ier

Février

Mars

Avril

Mai

Juin

Juille

t

Aout

Septem

bre

Octob

re

Nov

embre

Déc

embre

Mois

Nom

bre

de jo

urs de

pluie

P1(1-10 mm)P2(10-30 mm)P3(30-50 mm)P4(50+)

c)

0

1

2

3

4

5

6

Janv

ier

Février

Mars

Avril

Mai

Juin

Juille

t

Aout

Septem

bre

Octob

re

Nov

embre

Déc

embre

Mois

Nom

bre de

jours de

pluie

P1(1-10 mm)P2(10-30 mm)P3(30-50 mm)P4(50+)

Figure 28: Variations saisonnières des jours de pluie au cours de la période 1951-2000

aux stations de : a- Dabakala ; b- Bocanda ; c- Tiassalé

106

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


N’zianoa (N’zi) 1968 (99%) 6,92.10-3 1968

Dimbokro (N’zi) 1968 (95%) 2,37.10-2 1968

Bocanda (N’zi) 1968 (99%) 8,14.10-3 1968

M’bahiakro (N’zi) 1968 (99%) 9,25.10-3 1968

Fêtékro (N’zi) 1971 (99%) 6,92.10-3 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.

107

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

108

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 Après la rupture

Stations Référence Moyenne Ecart-type Moyenne Ecart-type Déficit en %

N’zianoa 1968 97 59,5 47,8 28,4

51

Dimbokro 1968 68,2 45,1 33,7 20,6

51

Bocanda 1968 64,3 39,8 30,9 20

52

M’bahiakro 1968 69 44,1 31,1 20,9

55

Fétêkro 1968 41,3 21,8 21,1 11,8 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).

109

Tableau XVII: Coefficients de tarissement interannuels autour de la rupture de 1968

Stations Périodes Tarissement moyen (j-1) 1954-1968 3,91.10-2 N’zianoa

1969-2000 4,02. 10-2 1956-1968 2,88. 10-2 Dimbokro

1969-1997 3,88. 10-2 1956-1968 2,99. 10-2 Bocanda

1969-1997 3,17. 10-2 1955-1968 2,78. 10-2 M’bahiakro

1969-1997 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.

Stations Périodes Volumes mobilisés (km3) 1954-1968 0,84 N’zianoa

1969-2000 0,44 1956-1968 0,85 Dimbokro

1969-1997 0,36 1956-1968 0,79 Bocanda

1969-1997 0,49 1955-1968 0,87 M’bahiakro

1969-1997 0,40

110

a) 1954-1968

y = 343,61e-0,0411x

R2 = 0,9806

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150

Nombre de jours

Déb

its (

m3/

s)

b) 1969-2000

y = 196,65e-0,0444x

R2 = 0,9867

0

50

100

150

200

250

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150

Nombre de jours

Déb

its (

m3/

s)

Figure 31: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à N’zianoa :

a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968.

111

a) 1955-1968

y = 314,75e-0,0354x

R2 = 0,9802

0

50

100

150

200

250

300

350

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170

Nombre de jours

Déb

its (

m3/

s)

b) 1969-1997

y = 193,17e-0,0467x

R2 = 0,9688

0

50

100

150

200

250

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140

Nombre de jours

Déb

its (

m3/

s)

Figure 32: Variations saisonnières du tarissement du N’zi à M’bahiakro :

a- avant la rupture de 1968 ; b- après la rupture de 1968.

112

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).

a)

-1,5-1

-0,50

0,51

1,52

2,53

3,54

4,55

5,5

1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995

Année

Indi

ces

de

volu

me

mob

ilisé

b)

-1,5-1

-0,50

0,51

1,52

2,53

3,54

4,5

1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995Année

Indi

ces

de v

olum

e m

obili

sé

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.

113

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

Sites de vérification

1 2 3 4

OCS 1 90,64 6,15 0,00 0,00 OCS 2 5,42 90,76 0,26 0,00 OCS 3 3,93 3,09 78,11 60,90

OCS 4 0,00 0,00 21,63 39,10

Cla

ssifi

catio

n :

trai

tem

ent

Total 100 100 100 100

114

Tableau XX: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat TM de 1990

Tableau XXI: Matrice de confusion de la classification de l’image Landsat ETM de 2000

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 ».


1 2 3 4

OCS 1 90,54 8,05 0,00 0,00 OCS 2 9,07 91,95 9,00 0,00 OCS 3 0,39 0,00 90,1 10,60

OCS 4 0,00 0,00 0,9 89,40

Cla

ssifi

catio

n :

trai

tem

ent

Total 100 100 100 100


1 2 3 4

OCS 1 92,08 0,00 0,30 0,25 OCS 2 0,42 93,06 10,41 47,90 OCS 3 3,33 0,10 87,89 1,60

OCS 4 4,17 6,84 1,40 50,25

Cla

ssifi

catio

n :

trai

tem

ent

Total 100 100 100 100

115

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).

116

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

117

Figure 35: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 1990

118

Figure 36: Image de la classification supervisée du bassin versant du N’zi en 2000

119

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

en 1990

Pourcentage

en 2000

Ecart de variation

(%)

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 HY DROCLIMATIQUE

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.

120

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.

121

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 2,78.10-2j-

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 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.

122

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.

123

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.

124

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 (1992-

1993). 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 Sud-

Ouest (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).

125

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).


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.

126

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%)).

127

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.

128

CHAPITRE 6:

ÉVALUATION DES MODÈLES HYDROLOGIQUES

129

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

Paramètre a Nash en calage (%) Nash en validation (%) Bassins "S" Tixeront "S" Tixeront "S" Tixeront N'zianoa 1,20 1,20 60 61 73 90 Dimbokro 1,20 1,19 49 49 81 84

Bocanda 1,15 1,15 52 53 79 83

M'bahiakro 1,08 1,06 54 53 66 66

Fêtékro 1,10 1,08 61 59 49 46

Moyenne 1,15 1,14 55 55 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.

130

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.

131

Tableau XXIV: Débits observés et simulés (mm) par les modèles en «S» et de Tixeront

en phase de calage (1973-1997)

Bassins Débit observé Débit simulé par le modèle

en « S » Débit simulé par le modèle

de Tixeront N'zianoa 43,4 44,9 41,7

Dimbokro 44,6 43,3 41,3

Bocanda 47,4 49,1 45,5

M'bahiakro 62,4 60,3 58,3

Fétêkro 65,3 57,1 55,3

Aussi, l’observation des hydrogrammes est-elle également utile pour analyser les

simulations (figure 37).

a)

0

20

40

60

80

100

120

140

160

1972 1974 1976 1978 1980 1982 1984 1986 1988 1990 1992 1994 1996 1998

Année

Déb

it (m

m)

Débit observé (mm)

Débit simulé (mm)

b)

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

0

20

40

60

80

100

120

1972 1974 1976 1978 1980 1982 1984 1986 1988 1990 1992 1994 1996 1998

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

Nash=61%

132

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 Débit observé Débit simulé par le modèle

en «S» Débit simulé par le modèle

de Tixeront N'zianoa 77,8 94,4 86,8

Dimbokro 81,5 91,6 86,2

Bocanda 91,1 102,5 94,2

M'bahiakro 124,4 138,5 134,1

Fétêkro 121,6 131,4 127,0

133

Les hydrogrammes de quelques bassins sont représentés aux figures 38 et 39.

a)

0

50

100

150

200

250

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

b)

0

50

100

150

200

250

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

c)

0

50

100

150

200

250

300

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

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

Nash=90%

Nash=84%

Nash=83%

134

a)

0

50

100

150

200

250

300

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

b)

c)

0

50

100

150

200

250

300

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

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

0

50

100

150

200

250

1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

Nash=81%

Nash=79%

Nash=73%

135

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.

136

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)

Modèle en «S» Modèle de Tixeront Bassins 1961-1972 1973-1997 1961-1972 1973-1997 N'zianoa 91 60 90 61

Dimbokro 90 49 92 49

Bocanda 88 52 88 53

M'bahiakro 68 54 65 53

Fétêkro 52 61 51 59

Moyenne 78 55 78 55

Tableau XXVII: Comparaison des performances des différents modèles annuels au

cours des deux périodes de validation (1961-1997)

Modèle en « S » Modèle de Tixeront Bassins 1961-1972 1973-1997 1961-1972 1973-1997 N'zianoa 73 91 90 66

Dimbokro 81 48 84 47

Bocanda 79 67 83 65

M'bahiakro 66 60 66 60

Fétêkro 49 71 46 74

Moyenne 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 1961-

1972, 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).

137

Tableau XXVIII: Performances moyennes et critère de robustesse des différents

modèles annuels (1961-1997)

Performance moyenne en calage

Performance moyenne en validation Critère de robustesse

Bassins « S » Tixeront « S » Tixeront « S » Tixeront N'zianoa 75 76 82 78 6 3 Dimbokro 69 71 65 66 -4 -5 Bocanda 70 71 73 74 3 3 M'bahiakro 61 59 63 63 2 4 Fétêkro 56 55 60 60 4 5 Moyenne 66 66 68 68 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 (1961-

1972) 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).

138

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.

139

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

Paramètre X1 Paramètre X2 Calage Validation N’zianoa 11 271 0,04 49 39 Dimbokro 1 212 0,58 75 71 Bocanda 8 103 0,05 45 40 M’bahiakro 907 0,65 81 77

Fêtékro 735 0,61 79 76 Moyenne 4 445 0,39 66 61

140

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)

01020304050

janv-7

3

janv-7

5

janv-7

7

janv-7

9

janv-8

1

janv-8

3

janv-8

5

janv-8

7

janv-8

9

janv-9

1

janv-9

3

janv-9

5

janv-9

7

Mois

Déb

it (m

m)

Débit observé (mm)Débit simulé (mm)

b)

010203040506070

janv-7

3

janv-7

5

janv-7

7

janv-7

9

janv-8

1

janv-8

3

janv-8

5

janv-8

7

janv-8

9

janv-9

1

janv-9

3

janv-9

5

janv-9

7

Mois

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

c)

0

20

40

60

80

100

janv

-73

janv

-75

janv

-77

janv

-79

janv

-81

janv

-83

janv

-85

janv

-87

janv

-89

janv

-91

janv

-93

janv

-95

janv

-97

Mois

Déb

it (m

m)

Débit observé (mm)Débit simulé (mm)

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

Nash=75%

Nash=79%

Nash=81%

141

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.

142

a)

0

10

20

30

40

50

60

70

janv-6

1

janv-6

2

janv-6

3

janv-6

4

janv-6

5

janv-6

6

janv-6

7

janv-6

8

janv-6

9

janv-7

0

janv-7

1

janv-7

2

Mois

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

b)

0102030405060708090

janv-6

1

janv-6

2

janv-6

3

janv-6

4

janv-6

5

janv-6

6

janv-6

7

janv-6

8

janv-6

9

janv-7

0

janv-7

1

janv-7

2

Mois

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

c)

Figure 41: Hydrogrammes observés et simulés en phase de validation par le modèle

GR2M (1961-1972) : a- à Dimbokro ; b- M’bahiakro ; c- Fétêkro

Nash=71%

0102030405060708090

100

janv-

61

janv-

62

janv-

63

janv-

64

janv-

65

janv-

66

janv-

67

janv-

68

janv-

69

janv-

70

janv-

71

janv-

72

Mois

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)

Nash=77%

Nash=76%

143

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

N'zianoa 3,5 4,2 6,4 5,7

Dimbokro 3,6 3,7 6,9 7,5

Bocanda 4,1 4,1 7,1 5,6

M'bahiakro 4,8 5,3 8,8 10,6

Fétêkro 5,7 4,9 10 9,5

Moyenne 4,3 4,4 7,8 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.

144

a) Bassin versant du N'zi à Dimbokro

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

65

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65

D ébit o bservé (mm)

b) Bassin versant du N'zi à Fêtékro

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95


Figure 42: Débits observés et débits simulés en calage par le modèle GR2M :

a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro

145

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.

146

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.

147

a) Bassin du N'zi à Dimbokro

0

20

40

60

80

100

120

1973 1975 1977 1979 1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)


0

50

100

150

200

1973 1975 1977 1979 1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)


phase de calage au niveau des bassins versants du N’zi : a- à Dimbokro ; b- à Fêtékro

Nash=67%

Nash=66%

148

a) Bassin versant du N'zi à Dimbokro

020406080

100120140160180200220240

1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)


0

50

100

150

200

250

300

350

1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972

Année

Déb

it (m

m)


Débit simulé (mm)


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.

Nash=81%

Nash=76%

149

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)

Performance moyenne (validation)

Ecarts de variation

N’zianoa 47 33 -14 Dimbokro 73 73 0 Bocanda 47 38 -9 M’bahiakro 79 78 -1

Fétêkro 78 76 -2 Moyenne 65 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 1973-

1997. 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.

150

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 (1973-

1997) et validation (1961-1972) par les modèles en «S» et de Tixeront

Incertitudes en

calage Incertitudes en

validation Bassins "S" Tixeront "S" Tixeront N'zianoa 0,95 1,01 0,82 0,89

Dimbokro 1,01 1,05 0,87 0,93

Bocanda 0,91 0,98 0,88 0,95

M'bahiakro 0,97 1,00 0,87 0,90

Fêtékro 1,11 1,14 0,95 0,99

Moyenne 0,99 1,04 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.

151

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 Incertitude en calage Incertitude en validation

N'zianoa 0,62 0,85

Dimbokro 0,67 0,64

Bocanda 0,73 1,00

M'bahiakro 0,56 0,54

Fêtékro 0,90 0,63

Moyenne 0,70 0,73

152

a)

0

20

40

60

80

100

120

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

1983

1984

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

Année

Déb

it (m

m)

0,1

1

10

Ince

rtitu

de


Débit simulé (mm)

Incertitude

b)

0

20

40

60

80

100

120

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

1983

1984

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

Année

Déb

it (m

m)

0,1

1

10

Ince

rtitu

de


Débit simulé (mm)

Incertitude


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».

153

a)

0

50

100

150

200

250

1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972

Année

Déb

it (m

m)

0,1

1

10

Ince

rtitu

de


Débit simulé (mm)

Incertitude

b)

0

50

100

150

200

250

1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972Année

Déb

it (m

m)

0,1

1

10

Ince

rtitu

de


Débit simulé (mm)

Incertitude


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.

154

a)

0

10

20

30

40

50

60

70

janv

-73

janv

-74

janv

-75

janv

-76

janv

-77

janv

-78

janv

-79

janv

-80

janv

-81

janv

-82

janv

-83

janv

-84

janv

-85

janv

-86

janv

-87

janv

-88

janv

-89

janv

-90

janv

-91

janv

-92

janv

-93

janv

-94

janv

-95

janv

-96

janv

-97

Année

Déb

it (m

m)

0,01

0,1

1

10


Débit simulé

Incertitude

b)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

janv-

61

janv-

62

janv-

63

janv-

64

janv-

65

janv-

66

janv-

67

janv-

68

janv-

69

janv-

70

janv-

71

janv-

72

Année

Déb

it (m

m)

0,01

0,1

1

10Débit observé (mm)

Débit simulé (mm)

Incertitude

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

155

a)

0,01

0,1

1

10

0,01 0,1 1 10 100

Débit simulé (mm)

Ince

rtitu

de

b)

0,01

0,1

1

10

0,01 0,1 1 10 100

Débit simulé (mm)

Ince

rtitu

de

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).

156

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.

157

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).

158

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.


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.

159

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 1961-

1972 (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.

160

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.

161

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 sous-

estimation, 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.

162

CHAPITRE 7:

TENDANCE DANS LA RELATION PLUIE-DÉBIT ET RECHARGE DES NAPPES

163

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).

164

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

y = 0,0156 x - 12,267

R2 = 0,72

0

2

4

6

8

10

12

14

16

600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600

Pluie moyenne (mm)

Coe

ffici

ent d

e ru

isse

llem

ent (

%)

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).

Kr*=0,016P-12,267 R=0,85

165

Bassin versant du N'zi à N'zianoa

-6

-4

-2

0

2

4

6

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Année

Rés

idus

Kr

(Kr-

Kr*

)

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.

166

Bassin versant du N'zi

0

2

4

6

8

10

12

14

16

0,00 2,00 4,00 6,00 8,00 10,00 12,00 14,00 16,00

Coefficient d'écoulement observé (Kr)

Cof

ficie

nt d

'éco

ulem

ent

sim

ulé

(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.

167

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 Nash en calage (%)

Bassins 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 Paramètre X1 (mm) Nash en calage (%)

Bassins 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.

168

a)

-350-300-250-200-150-100-50

050

100150

1961

-196

5

1963

-196

7

1965

-196

9

1967

-197

1

1969

-197

3

1971

-197

5

1973

-197

7

1975

-197

9

1977

-198

1

1979

-198

3

1981

-198

5

1983

-198

7

1985

-198

9

1987

-199

1

1989

-199

3

1991

-199

5

1993

-199

7

Périodes de calage (5 ans)

Nas

h en

(%

)

Nash (%) à N'zianoa

Nash (%) à Fêtékro

b)

0102030405060708090

100

1961

-196

5

1963

-196

7

1965

-196

9

1967

-197

1

1969

-197

3

1971

-197

5

1973

-197

7

1975

-197

9

1977

-198

1

1979

-198

3

1981

-198

5

1983

-198

7

1985

-198

9

1987

-199

1

1989

-199

3

1991

-199

5

1993

-199

7

Périodes de calage (5 ans)

Nas

h (%

)

Nash (%) à Dimbokro

Nash (%) à Fêtékro

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 1991-

1995.

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 pluie-

débit sont donc clairement mis en évidence.

169

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).

170

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.

171

a) b)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1,2 1,4

Paramètre "a"

Plu

ie m

oyen

ne

(mm

)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1,2 1,4Paramètre "a"

ET

P m

oyen

ne

(mm

)

Figure 54: Distribution du paramètre «a» en fonction de:

a- la pluie moyenne (N’zianoa) ; b- l’ETP moyenne (Fêtékro)

a) b)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

0,54 0,55 0,56 0,57 0,58 0,59 0,6 0,61 0,62 0,63 0,64

Paramètre X1

Plu

ie m

oye

nn

e (m

m)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600

Paramètre X2 (mm)

Plu

ie m

oye

nne

(mm

)

Figure 55: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de la pluie moyenne (Dimbokro)

172

a) b)

1450

1500

1550

1600

1650

1700

1750

0,54 0,55 0,56 0,57 0,58 0,59 0,6 0,61 0,62 0,63 0,64

Paramètre X1

ET

P m

oyen

ne (m

m)

1450

1500

1550

1600

1650

1700

1750

0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600

Paramètre X2 (mm)

ET

P (m

m)

Figure 56: Paramètres X1 et X2 (GR2M) en fonction de l’ETP moyenne (Dimbokro)

a) b)

0

100

200

300

400

500

600

700

800

0,54 0,56 0,58 0,6 0,62 0,64 0,66Paramètre X1

Par

amèt

re X

2 (m

m)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

0,54 0,55 0,56 0,57 0,58 0,59 0,6 0,61 0,62 0,63 0,64Paramètre X1

Par

amèt

re X

2 (m

m)

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.

173

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

résultats mettent en évidence une fluctuation du paramètre de calage.

0,80,9

11,11,21,31,41,5

1961

-196

519

63-1

967

1965

-196

919

67-1

971

1969

-197

319

71-1

975

1973

-197

719

75-1

979

1977

-198

119

79-1

983

1981

-198

519

83-1

987

1985

-198

919

87-1

991

1989

-199

319

91-1

995

1993

-199

7

Périodes de calage

Par

amèt

re d

e ca

lage

Intervalle de confiance 95%Paramètre aIntervalle de confiance 95%

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.

174

a) Bassin versant du N'zi à Fêtékro

0,4

0,45

0,50,55

0,6

0,65

0,7

1961-19

65

1963

-1967

1965-19

69

1967

-1971

1969

-1973

1971-19

75

1973-19

77

1975-19

79

1977

-1981

1979-19

83

1981

-1985

1983-19

87

1985-19

89

1987-19

91

1989

-1993

1991

-1995

1993

-1997

Périodes de calage

Par

amèt

re "

X1"

Intervalle de confiance 95%Paramètre X1

b) Bassin versant du N'zi à Dimbokro

400

600800

1000

12001400

1600

1961-

1965

1963

-196

7

1965

-196

9

1967

-197

1

1969

-197

3

1971-1

975

1973-1

977

1975-

1979

1977-

1981

1979-

1983

1981

-198

5

1983

-198

7

1985

-198

9

1987

-199

1

1989-1

993

1991-1

995

1993-

1997

Périodes de calage

Par

amèt

re X

2

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.

175

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 sous-

jacente 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).

176

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.

177

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.

178

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 [ ]1123;1021+− . Celle observée au niveau du bassin du N’zi à

Fêtékro (-2070) est plus petite que toutes les valeurs de la distribution [ ]1692;1924+− . 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 1981-

2000. 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).

179

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)

Bassins X1 X2 (mm)

Critère de

Nash (%)

Lame d’eau moyenne

mensuelle observée (mm)

Lame d’eau moyenne

mensuelle simulée (mm)

Dimbokro 0,60 606 72 4,7 5,3

M’bahiakro 0,65 449 77 6,1 6,9

Fêtékro 0,67 333 79 7, 1 7,9

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 (1961-

1997)

Bassins Lame d’eau infiltrée (mm) Coefficient de variation

Dimbokro 354 0,25

M’bahiakro 342 0,27

Fêtékro 332 0,28

180

a)

0

10

20

30

40

50

60

70

01/01/19

61

01/01/19

63

01/01/19

65

01/01/19

67

01/01/19

69

01/01/19

71

01/01/19

73

01/01/19

75

01/01/19

77

01/01/19

79

01/01/19

81

01/01/19

83

01/01/19

85

01/01/19

87

01/01/19

89

01/01/19

91

01/01/19

93

01/01/19

95

01/01/19

97

Mois

Déb

it (m

m)

Débit observé

Débit simulé Nash=72%

b)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

01/01/19

61

01/01/19

63

01/01/19

65

01/01/19

67

01/01/19

69

01/01/19

71

01/01/19

73

01/01/19

75

01/01/19

77

01/01/19

79

01/01/19

81

01/01/19

83

01/01/19

85

01/01/19

87

01/01/19

89

01/01/19

91

01/01/19

93

01/01/19

95

01/01/19

97

Mois

Déb

it (m

m)

Débit observé

Débit simuléNash=77%

c)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

01/01/61

01/01/63

01/01/65

01/01/67

01/01/69

01/01/71

01/01/73

01/01/75

01/01/77

01/01/79

01/01/81

01/01/83

01/01/85

01/01/87

01/01/89

01/01/91

01/01/93

01/01/95

01/01/97

Mois

Déb

it (m

m)

Débit observé

Débit simulé

Nash=79%

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

181

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 sous-

bassins 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.

182

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)

183

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)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

Janv

ier

Février

Mars

Avril

Mai

Juin

Juillet

Août

Septem

bre

Octob

re

Nov

embre

Déc

embre

Mois

Infiltratio

n (m

m)

1961-19701971-19801981-19901991-2000

b)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

Janv

ier

Février

Mars

Avril

Mai

Juin

Juille

t

Août

Septem

bre

Octob

re

Nov

embre

Déc

embre

Mois

Infiltra

tion (m

m)

1961-19701971-19801981-19901991-2000

Figure 62: Évolutions saisonnières des lames d’eau infiltrées au niveau du N’zi (1961-

1997): 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.

184

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.

185

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).

186

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).

187

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.

188

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.


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.

189

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 [ ]1123;1021+− . La statistique S observée au niveau du bassin du N’zi à Fêtékro

est plus petite (-2070) que toutes les valeurs de la distribution [ ]1692;1924+− . 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.

190

CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVES

191

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.

192

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.

193

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.

194

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 [ ]1123;1021+− et [ ]1692;1924+− .

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.

195

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.

196

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Mémoire de Thèse Corrigé _Déc 07_

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