Thèse De Doctorat De L’Université De Cocody En Sciences De La Terre

République de Côte d’Ivoire ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ Ministère de l’Enseignement Supérieure et Année Universitaire 2008-2009 de la Recherche Scientifique

UFR des Sciences de la Terre et des Laboratoire des Sciences et Techniques de Université de Cocody Ressources Minières l’Eau et de l’Environnement

N° d'ordre : 613/2009 THÈSE DE DOCTORAT DE L’UNIVERSITÉ DE COCODY EN SCIENCES DE LA TERRE

Spécialité : HYDROGEOLOGIE, Option : HYDROLOGIE

Présentée par ADJA MIESSAN Germain

THÈME : EEttuuddee ddee ll’’ééttaatt hhyyddrriiqquuee ssaaiissoonnnniieerr dduu bbaassssiinn vveerrssanntt ddee llaa BBaaggooéé ddaannss uunn ccoonntteexxttee ddee vvaarriiaabbiilliittéé cclliimmaattiiqquuee ::

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Soutenue publiquement le 11/07/2009 devant le jury composé de :



M. AKA Kouamé Professeur titulaire, Université de Cocody Président du jury M. BIEMI Jean Professeur titulaire, Université de Cocody Examinateur M. JOURDA Jean-Patrice R. Maître de conférences, Université de Cocody Directeur de Thèse M.GOULA Bi Tié Albert Maître de conférences, Université d’Abobo-Adjamé Rapporteur M. SORO Nagnin Maître de conférences, Université de Cocody Rapporteur

lTepublique de Iote d'lvoire

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No d'ordre : El3/2[[3 THESEI DE DOCTORAT DE L'UNIVERSITE DE COCODY EN SCIENCES DE LA TERRE

Spécialité : HYDROGEOLOGIE, Option : HYDROLOGIE Présentée par ADJA Mlpssau Germain THÈME:

::::Etude de l'État hydrique saisunnier du bassin versant,,de ,

Suutenue publiquement le ll/07 /21[E devant le jury EBmpnsÉ de :

M. AILÀ I'touamé Professeur titulaire, Université de Cocody Président dujury M. BIEMI Jean Professeur titulaire, Université de Cocody Examinateur M. JOURDA Jean-Patrice R. Maitre de conférences, lJniversité de Cocody Directeur de Thèse M.GOULA Bi TiéAlbert Maître de conférences, Université d'Abobo.Adjamé Rapporteur M. SORO Nagnin Maître de conférences, Université de Cocody Rapporteur TABLE DES MATIERES

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DEDICACE

Je rends grâce à DIEU, principal artisan de cette œuvre. IL l’a voulu et ce travail a pris forme. A DIEU soit la gloire éternellement !

A la mémoire de ma petit-sœur ADJA Yomi Alice, arrachée subitement à l’affection de tous le mardi 11 septembre 2007 et son fils à qui elle a tenté vainement de donner la vie ce jour-là !

REMERCIEMENTS

Au terme de ce cheminement de longue haleine et de dur labeur, qu’il me plaise d’écrire ces quelques lignes en guise de témoignage de ma profonde gratitude à l’endroit de tous ceux et toutes celles qui ont cru en ce travail. Aussi, y ont-ils adhéré en m’apportant leur soutien moral, financier, intellectuel et scientifique. Je remercie les autorités académiques de l’Unité de Formation et de Recherche des Sciences de la Terre et des Ressources Minières (UFR-STRM) à travers le Doyen le Professeur BIEMI Jean et le Responsable de la Commission Scientifique le Professeur AKA Kouamé, pour l’effectivité de cette formation doctorale. Je remercie tous les Départements et Laboratoires de l’UFR en particulier le Département des Sciences et Techniques de l’Eau et du Génie de l’Environnement (DSTEGE) à travers son Responsable le Professeur SORO Nagnin qui a gracieusement instruit ce travail. Je remercie tous les enseignants de ladite UFR, en particulier le Professeur JOURDA Jean Patrice Roger, Responsable du Laboratoire de Télédétection et d’Analyse Spatiale Appliquée à l’Hydrogéologie (LATASAH). C’est sous sa direction que ce travail de thèse a été défini. Son implication personnelle et sans réserve, a concouru à l’acquisition des données et à l’exécution rigoureuse du travail pour connaître cet aboutissement heureux. Je remercie également le professeur AFFIAN Kouadio Emile, Directeur du Centre Universitaire de Recherches et d’Applications en Télédétection (CURAT). Je lui rends l’hommage de l’hospitalité, pour m’avoir offert le cadre du CURAT qui représente un environnement scientifique adéquat, et aussi prêter une oreille attentive à ce travail. Dans le même ordre, je traduis ma profonde gratitude au Professeur GOULA Bi Tié Albert pour sa grande sollicitude. Je reste sensible à son implication personnelle dans ce travail qu’il a également instruit sans condition. A la suite de ces éminents et distingués Professeurs, je rends hommage aux Docteurs KOUAME Koffi Fernand, SALEY Mahaman Bachir, OUATTARA Adama, N’DA Dibi Hyppolite, DIBI Brou, YOUAN Ta Marc, KOUASSI Amani Michel, KOFFI Yao Blaise, LASM Théophile, DJAGOUA M’moi Eric Valère, COULIBALY Yacouba, DONGO Kouassi, KOUAME Kan Jean, MOBIO Abaka Brice pour leur contribution scientifique. J’associe à ces remerciements, le personnel administratif du CURAT. Je ne saurai oublier tous les doctorants de l’UFR-STRM dont les remarques et suggestions pertinentes sur certains aspects de ce travail ont fortement contribué à son amélioration. Je cite particulièrement messieurs SANGNE Yao Charles, AKE Gabriel Etienne, N’GUEMBO Matondo Dieudonné, KOUAME Koffi, COULIBALY Adama,

OULARE Sékouba, TOURE Baba, madame KOUAKOU née ANANI Abénan Tawa, SORO Tanina, DEH Serge, KOUAME Kassi Alexis, KOUAME Krou Adonis Damien, OKAINGNY Jean-Claude (ingénieur des mines et carrières) et KOUAO Jean Muller. J’y associe aussi messieurs KOUAKOU Koffi Eugène et KOUADIO Zilé Alex, tous deux doctorants en Hydrologie à l’Université de Abobo-Adjamé, UFR des Sciences et Gestion de l’Environnement, Laboratoire de Géosciences et Environnement, monsieur M’BRA Kouakou, doctorant en Anglais à l’UFR de Littérature, Langues et Civilisations et monsieur AKE Claude Bernard, doctorant en Botanique à l’UFR Biosciences de l’Université de Cocody. Je remercie dans le même ordre, les institutions et services que j’ai fréquentés tout au long de ces années. Ce sont : la Direction de l’Hydraulique Humaine, Sous-direction de l’Hydrologie à travers madame KONE Salimata et ses collaborateurs et les Sous-directions de l’Hydraulique Villageoise à travers Monsieur ZABSONRE Henri et de l’Hydraulique Villageoise Améliorée à travers Monsieur DJENI Kpélé, la Direction de la Société de Distribution d’Eau de Côte d’Ivoire (SODECI) de Korhogo à travers Monsieur KOUAME Jean Hervé, la Société de Développement et d’Exploitation Aéronautique, Aéroportuaire et Météorologique (SODEXAM) à travers Monsieur DJE Kouakou Bernard, le Ministère de l’Agriculture, l’Institut National de la Statistique, la bibliothèque de l’Institut de Géographie Tropicale (IGT) à travers Monsieur KONE Téhéna, l’Institut Africain de Développement Economique et Social (INADES), l’Institut de Recherches et de Développement (IRD ex- ORSTOM), le groupe de presse «Fraternité-Matin» par le canal de son service de documentation. Je ne saurais terminer ces remerciements sans penser à mes parents, mes frères et sœurs, à qui revient l’ultime honneur de ce travail. Avec eux, j’ai pu maintenir et entretenir l’espoir que ce travail connaîtrait un dénouement heureux… Qu’ils trouvent grâces et bénédictions en L’ETERNEL le DIEU de miséricorde !

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LISTE DES TABLEAUX

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LISTE DES FIGURES

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LISTE DES ABREVIATIONS

AEP : Alimentation en Eau Potable/Approvisionnement en Eau Potable/Adduction en Eau Potable BAD : Banque Africaine de Développement BNETD : Bureau National d’Etudes Techniques et de Développement BV : Bassin Versant CCT : Centre de Cartographie et de Télédétection CIEH : Comité Inter-Etat d’Etude Hydraulique CNRA : Centre National de Recherches Agronomiques CURAT : Centre Universitaire de Recherches et d’Applications en Télédétection DGTx : Direction et Contrôle des Grands Travaux (Côte d’Ivoire) DHH : Direction de l’Hydraulique Humaine (Côte d’Ivoire) DIEPA : Décennie Internationale de l’Eau Potable en Afrique (1980-1990). DPS : Deuxième Période Sèche DRC : Development and Resources Corporation DSTEGE : Département des Sciences et Techniques de l’Eau et du Génie de l’Environnement DTHK : Direction Territoriale de l’hydraulique de Korhogo ETM+ : Enhacement Thematics Mapper Plus ETR : Evapotranspiration Réelle FAD : Fonds Africain de Développement FED (2e et 4e) : Fonds Européen de Développement (2e et 4e tranches) Ferké : Ferkessédougou FNH : Fonds National de l’Hydraulique GIEC : Groupe International d’Experts du Climat GIRE : Gestion Intégrée des Ressources en Eau Gmbh ou GTZ : Coopération Technique Allemande GR2M : Génie Rural Deux paramètres Mensuels (Modèle conceptuel globale) ICCARE : Identification et Conséquence d’une Variabilité en AfRique de l’Ouest non sahélien IfP : Isohyètes de faibles pluviométries IFP : Isohyètes de fortes pluviométries IGCI : Institut de Géographie de Côte d’Ivoire IGN : Institut de Géographie Nationale (France) IGT : Institut de Géographie Tropicale, Université de Cocody ImP : Isohyètes de moyennes pluviométries

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INS : Institut National de la Statistique (Côte d’Ivoire) IRD : Institut de Recherche et de Développement (ex-ORSTOM) JICA : Agence Internationale de Coopération Japonaise LATASAH : Laboratoire de Télédétection et d’Analyse Spatiale Appliquée à l’Hydrogéologie Ma : Million d’années MINAGRA-ARK : Ministère de l’Agriculture et des Ressources Animales, Antenne Régionale de Korhogo MNA : Modèle Numérique d’Altitude NASA : National Aeronautics and Space Administration OMM : Organisation Météorologique Mondiale ORSTOM : Office de la Recherche Scientifique et Technique Outre-Mer (France) MIE : Ministère des Infrastructures Economiques (Côte d’Ivoire) PFE : Prise au Fil de l’Eau PH : Période humide PPS : Première Période Sèche RAM : Random Access Memory RDHFJ : Réseau des Drains Humides des cours d’eau en fin Janvier RDHMSS : Réseau des drains Humides des cours d’eau en mi-saison sèche (Décembre) RDHPH : Réseau des drains humides des cours d’eau en période humide RHG : Réseau hydrographique global SBV P-G : Sous bassins versants combinés Palé-Gbanani SBV : Sous Bassin Versant SODESUCRE-Ferké : Société de Développement du Sucre – Ferkessédougou SODEXAM : Société de Développement et d’Exploitation Aéronautique, Aérospatiale et Météorologique TM: Thematic Mapper UFR-STRM : Unité de Formation et de Recherche des Sciences de la Terre et des Ressources Minières UICN-BRAO : Union Internationale (ou Mondiale) pour la Conservation de la Nature- Bureau Régional pour l’Afrique de l’Ouest UNESCO : Organisation des Nations Unies pour l’Education, la Science et la Culture UNESCO-WWAP : Organisation des Nations Unies pour l’Education, la Science et la Culture-Programme Mondial pour l’Evaluation des Ressources en Eau (World Water Assessment Program) UTM-WGS 84: Universal Transvers Mercator, World Global System 84

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RESUME

Titre : Etude de l’état hydrique saisonnier du bassin versant de la Bagoé dans un contexte de variabilité climatique : Départements de Boundiali et Tengréla (milieux soudano- sahéliens au Nord-Ouest de la Côte d’Ivoire).

Le bassin versant de la Bagoé appartient au grand bassin du Niger. Situé au Nord- Ouest de la Côte d’Ivoire, il est le principal système hydrologique qui draine les départements de Boundiali et Tengréla. Dans ces départements, le problème de la disponibilité saisonnière des ressources en eau se pose avec acuité. L’étude de la dynamique de l’état hydrique de ce bassin versant a pour objet de caractériser cette récession hydrique. Cette étude a consisté à analyser dans un premier temps la variabilité climatique et ses impacts sur les ressources en eau, et dans un second temps, à caractériser la dynamique spatio-temporelle de l’assèchement des cours d’eau. Elle est réalisée par le calcul d’indices d’humidité sur des images satellitaires. L’expression de la variabilité climatique sur le bassin est marquée par l’existence de deux périodes sèches (1928-1949 et 1976-2000) séparées par une période humide (1950- 1975), une proportion de 64,38% d’années sèches et une rupture pluviométrique significative produite en 1975. Cette rupture a engendré un déficit pluviométrique de 15%. L’impact de la variabilité climatique sur le bassin est ressenti au niveau de l’écoulement de la Bagoé par un déficit de 58,63%, enregistré après la rupture hydrologique produite en 1970, perturbant le régime des écoulements. Cette situation s’est répercutée sur la relation pluie- débit qui a été profondément modifiée sur la période 1967-1974. Dans ce contexte, la recharge des réservoirs souterrains est demeurée déficitaire de 1961 à 1986. Ce déficit a atteint 87,78% après la rupture pluviométrique de 1975. L’expression de cette récession hydrique au plan physique et spatial est explicitée par l’assèchement des cours d’eau dans des proportions énormes, sans ordre préférentiel. En effet, de la fin des pluies en octobre (période humide) jusqu’en mi-saison sèche en décembre, le taux d’assèchement des cours d’eau du bassin s’est élevé à 20,84%. Ce taux a atteint 73,52% en fin janvier. L’assèchement des cours d’eau s’accentue donc au fur et à mesure que la période sèche perdure sur le bassin, car son ampleur évaluée de mi-décembre à fin janvier, se traduit par un fort taux de 66,55%.

Mots-clés : bassin versant de la Bagoé, variabilité climatique, état hydrique saisonnier.

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ABSTRACT

Title: Study of the seasonal hydrous state of Bagoé catchment area in a climatic variability context: Departments of Boundiali and Tengréla (soudano-sahelians areas in the north- west of Côte d’Ivoire).

The catchment area of Bagoé River belongs to the large basin of Niger. Located in the North-West of the Côte d'Ivoire, it is the main hydrological system, which drains the departments of Boundiali and Tengréla. In these departments, the problem of the seasonal availability of water resources arises with acuity. The hydrous state dynamic’s study of this catchment area aims at determining this hydrous recession. Preceded by the analysis of climatic variability and its impacts on the water resources, this study consists in determining the space-time dynamics of the water network draining. It is carried out by the calculation of moisture indexes on satellite images. The expression of climatic variability on the basin is marked by two dry periods (1928-1949 and 1976-2000) separated by one wet period (1950-1975), a proportion of 64.38 percent of dry years and a significant climatic rupture occurred in 1975. This rupture generated a rainfall deficit of 15 percent. The impact of climatic variability on the basin is perceived on the runoff of Bagoé by a 58.63 percent deficit, recorded after the hydrological rupture produced in 1970. It caused a serious degradation of the principal’s parameters of this drainage. This situation had an impact on the relation rainfall-runoff, which was deeply modified by the existence of anomalies over the period 1967-1974. In this context, the refill of the underground tanks remained in deficit from 1961 to 1986. This shortage reached 87.78 percent after the significant climatic rupture of 1975. The expression of this hydrous recession, physically and spatially, is clarified by the draining of the water network in enormous proportions without preferential order. From the end of the rainfalls in October (wet period) to semi dry season in December, the draining rate of the water network of the basin rose by 20.84 percent. This rate reached 73.52 percent at end of January. The draining of the water network is thus accentuated as the dry period persists on the basin, because its evaluated scale from half-December to the end of January, results in a high rate of 66.55 percent.

Key words: Catchment area of Bagoé, climatic variability, seasonal hydrous state

INTRODUCTION

INTRODUCTION GENERALE

En ce début du XXIe siècle, les diverses formes de vie sur terre notamment les six milliards d’êtres humains, sont confrontées à une importante crise de l’eau (Conseil Mondial de l’Eau, 2002 ; UNESCO-WWAP, 2003). La gravité de ce constat, traduit à un si haut niveau, trouve sa justification sans ambiguïté dans le rôle important que joue cette ressource dans le développement et l’épanouissement de toute vie. A juste titre, l’eau a de tout temps été au centre des préoccupations des sociétés humaines. La quête inlassable de cette ressource est une activité quotidienne qui, depuis la nuit des temps, mobilise toutes les intelligences. Au cours des trente dernières années, de grandes conférences internationales portant sur l’eau en particulier, ont été organisées. Au nombre de ces conférences, celle de Mar del Plata tenue en 1977 en Argentine a établi le principe selon lequel « toute personne a droit à l’eau nécessaire pour ses besoins vitaux ». Cette conférence a défini la Décennie Internationale de l’Eau Potable et de l’Assainissement (DIEPA). Ayant concerné la décennie 1981-1990, cette initiative a démontré la nécessité pour tout peuple de disposer d’eau potable en quantité suffisante et en qualité requise. A la suite de la DIEPA, le sommet mondial sur les zones urbaines, tenue à Istanbul en Turquie en 1996, a mis l’accent sur l’alimentation en eau potable et l’assainissement aussi bien en zone urbaine qu’en zone rurale. Dans la même dynamique, la rencontre mondiale de Johannesburg (Afrique du Sud) sur le développement durable tenue en 2002 a fait de l’eau et de l’assainissement l’un des cinq piliers du développement aux côtés de l’énergie, la santé, l’agriculture et la biodiversité. L’importance et l’intérêt ainsi manifestés pour l’eau se traduisent de plus en plus en terme de gestion intégrée et rationnelle de cette ressource (GIRE) en tant qu’un des socles du développement durable (BAD et FAD, 1987 ; OMM et UNESCO, 1997). Cette option de dimension universelle vise à solutionner les nombreuses questions et inquiétudes qui relèvent en général de sa disponibilité spatiale, saisonnière et interannuelle, de sa pérennité, de ses quantités accessibles, de sa qualité servie aux populations, etc. De telles préoccupations sont manifestées dans un contexte actuel de dégradation continuelle des paramètres climatiques. En effet, au sommet mondial de Rio sur l’environnement tenu au Brésil en 1992, la communauté internationale a reconnu que l’environnement mondial fait l’objet de transformations majeures qui perturbent considérablement son équilibre. Résultant du climat en profonde modification depuis le siècle dernier, les effets de ces transformations sont ressentis sur les ressources naturelles, en particulier les ressources en eau. Une telle situation nuit gravement aux initiatives de développement entreprises dans les régions sous- développées du monde, particulièrement sur le continent africain. En effet, dans la partie subsaharienne de ce continent, la maîtrise des ressources en eau se révèle une nécessité pour

2 asseoir son développement. Durand (1996) et Ardoin-Bardin (2004) soulignent à ce niveau que les eaux de surface en particulier y sont d’une importance vitale. Ces ressources se constituent essentiellement à partir des précipitations météoriques qui sont un paramètre de très forte expression de la variabilité du climat. Or ces dernières décennies, les précipitations sur l’ensemble ouest-africain connaissent d’extrêmes variations (Brou, 1997 ; Paturel et al., 1997 a et b ; Servat et al., 1998 ; Brou et al., 1998 ; Ardoin-Bardin, 2004 ; etc.). Elles y sont irrégulières et mal réparties dans le temps et dans l’espace. La baisse de leur disponibilité liée à la dégradation de leur qualité traduit l’effet de la variabilité et des changements climatiques (UICN-BRAO, 2003). Cette baisse imprime dans certaines contrées ouest-africaines une crise ardue de l’eau manifestée par la sécheresse, la désertification, la famine… De manière spécifique, en Côte d’Ivoire, une forte récession hydrique a lieu au cours de la longue période sèche (novembre-avril) dans les régions soudano-sahéliennes du Nord. Elle se manifeste par une forte baisse du niveau d’eau dans les barrages d’Alimentation en Eau Potable (AEP) des grandes villes du Nord. Observée depuis très longtemps, cette situation est devenue extrêmement critique ces dernières années dans les localités de Korhogo, Boundiali, Tengréla et Odienné (M.I.E., 2007) où nombre de ces barrages ont tari. Dans les milieux ruraux également, l’indisponibilité de la ressource est traduite par le tarissement récurrent des puits (DTHK, 2000 ; JICA, 2001) captant les nappes phréatiques des couches d’altérites très sensibles aux fluctuations des cours d’eau en surface. Pour tenter de comprendre et expliciter cet état de fait, le présent mémoire se consacre à l’Etude de l’état hydrique saisonnier du bassin versant de la Bagoé dans un contexte de variabilité climatique : Départements de Boundiali et Tengréla (milieux soudano-sahéliens au Nord-Ouest de la Côte d’Ivoire). A travers ce thème, il s’agit de caractériser la dynamique de l’assèchement des cours d’eau à l’échelle saisonnière, comme moyen de compréhension de la récession hydrique qui a lieu dans la région sous l’impulsion en priorité des variables climatiques telles que les précipitations. L’objectif principal ainsi défini doit conduire à une meilleure connaissance de la disponibilité des ressources en eau afin de mieux appréhender leur variabilité pour canaliser les quantités disponibles et garantir leur pérennité. Ce sont là des préoccupations primordiales qui doivent conduire à une gestion rationnelle et satisfaire à toutes les périodes de l’année, les besoins manifestés tant au niveau de la consommation humaine qu’au niveau des activités agricoles et pastorales. Cet objectif majeur se décompose en différents objectifs spécifiques qui dans leur agencement constituent l’ossature du travail. Il s’agit de :

‐ mettre en évidence la variabilité spatio-temporelle des précipitations sur le bassin versant de la Bagoé à partir de plusieurs chroniques de précipitations dont celle de la station pluviométrique de Boundiali, longue de 73 années (1928-2000) ; ‐ expliciter les répercussions de la baisse des précipitations sur les lames d’eau ruisselées sur le bassin à partir de l’analyse des relevés de débits de la station hydrométrique de Kouto (1961-1986) ; ‐ établir l’état hydrique du bassin au cours de la saison sèche à partir de l’analyse satellitaire de la dynamique de l’assèchement des cours d’eau et d’en élucider l’impact de la baisse des précipitations.

Le travail s’articule en trois grandes parties : ‐ dans la première partie des généralités, le développement fait ressortir les conditions physiques naturelles de la région en marquant les aptitudes réelles ou les potentialités qui la caractérisent. Il en est de même des difficultés naturelles qu’impriment ces conditions aux populations dans leur aspiration au développement. S’agissant de cette population, l’intérêt est porté sur sa taille, sa densité, ses activités socio-économiques et les efforts d’aménagement du territoire en matière de ressources en eau ; ‐ la seconde partie traite du matériel et des méthodes. Elle fait la synthèse de toutes les données synthétiques et de terrains nécessaires à l’étude ainsi que les logiciels utilisés et rend compte des différentes méthodes et procédés extraits de la bibliographie pour élaborer une méthodologie d’approche ; ‐ la dernière partie fait la synthèse de tous les résultats obtenus. Ils sont interprétés et discutés à la lumière des objectifs définis. Une conclusion générale parachève ce travail en ouvrant des perspectives.

PREMIERE PARTIE : GENERALITES DU SECTEUR D’ETUDE

PREMIERE PARTIE :

GENERALITES DU SECTEUR D’ETUDE

Chapitre 1 : CARACTERISTIQUES DES MILIEUX PHYSIQUE ET HUMAIN

1-1. Cadre géographique, administratif et contexte socio-économique

1-1-1. Situation géographique et administrative

Les départements de Boundiali et Tengréla font partie au plan administratif de la région des savanes du Nord de la Côte d’Ivoire (figure 1). Ils se situent entre les longitudes 6° et 7° Ouest et les latitudes 9° et 11° Nord.

Figure 1 : Carte de localisation géographique des départements de Boundiali et Tengréla

Ces départements sont limités au Nord par la République du Mali, au Sud par les sous-préfectures de Morondo et Dianra, à l’Est par les sous-préfectures de Sirasso, Niofoin et M’Bengué et à l’Ouest par les sous-préfectures de Goulia, Madinani et Séguélon. Le département de Tengréla est formé de deux sous-préfectures à savoir les sous-préfectures de Tengréla et de Kanankono ; celui de Boundiali renferme cinq sous-préfectures. Ce sont les sous-préfectures de Kolia, Gbon, Kouto, Kasséré et Boundiali.

1-1-2. Populations et activités socio-économiques

La population des départements de Boundiali et Tengréla a sensiblement augmenté depuis le recensement de 1965 jusqu’à celui de 1998 (tableau I). Selon les statistiques de ces recensements, elle était estimée en 1965 à 122800 âmes (JICA, 2001 a). Elle a atteint 136130 habitants en 1975 et 182482 habitants en 1988 (INS, 1988). Le dernier recensement officiel de 1998 (INS, 1998) a porté cette population à 226967 habitants.

Tableau I : Taille de la population des départements de Boundiali et Tengréla de 1965 à 1998 Nombre d’habitants Départements Sous-préfectures 1965 1975 1988 1998 Boundiali 28100 33794 46655 60380 Gbon 15000 12197 17091 20934 Boundiali Kasséré 13700 14311 15127 20151 Kolia 13000 16062 23215 30663 Kouto 15700 20938 25143 31197 Kanankono 6100 5830 7439 9920 Tengréla Tengréla 31200 32998 47812 53722 Totaux 122800 136130 182482 226967

La population de ces départements a pratiquement doublé en l’espace d’environ quatre décennies. Les particularités naturelles à l’origine de fortes disparités dans la mise en valeur de l’espace rural ont entraîné une inégale répartition de cette population. Le Sud-Ouest montagneux est le plus faiblement peuplé. Il est caractérisé par des roches affleurantes et des reliefs de fortes déclivités décrivant un environnement impropre au développement de toute activité agricole et pastorale. Le reste de la région, formé de plateaux, ne présente aucune tendance au peuplement. Les zones situées sur substratum schisteux sont sous peuplées tandis que les bassins sur granite et les zones suivant les lignes de fractures nord-sud abritent une bonne concentration de la population (Kientz, 1993). Cette population est composée d’autochtones sénoufo et malinké. S’y ajoutent les peuls venus des pays voisins. Sa grande composante est paysanne. Le Nord de la Côte d’Ivoire est une région essentiellement rurale (Arnauld, 1987), abritant des populations dont la vie socio-économique est dominée par les activités agricoles et pastorales. Appuyée par la volonté politique dès les années 1970-1980 (ORSTOM, 1976 a ; Kientz, 1993), cette vocation agricole a permis à la région de bénéficier de nombreux travaux

7 d’aménagements hydrauliques pour mobiliser les ressources en eau. Ces aménagements avaient pour objectif de contribuer à l’essor de l’activité agricole pour permettre à la région d’être une pourvoyeuse nationale en denrées alimentaires et en protéines animales. Les cultures, en majorité traditionnelles, constituent la plus grande part de l’équilibre vivrier et des revenus monétaires de ces populations (BNETD et DRC, 1975). Toutefois, le développement de cette agriculture reste confronté aux aléas climatiques qui lui impriment de longues et dures périodes d’interruption. Ils limitent les surfaces cultivables suite à l’insuffisance et/ou au déficit de précipitations. Ces surfaces diminuant au cours de l’année, se réduisent pour la plupart aux zones de bas-fonds dont l’humidité baisse fortement au cours de la période sèche. A ces activités agricoles se greffe l’élevage traditionnel, majoritairement tenu par les peuls transhumants venus du Mali et du Burkina-Faso. L’extension de ce secteur est aussi confrontée à la raréfaction des ressources fourragères suite à la saturation des espaces pastoraux disponibles (Kientz, 1993). Il est source de vives tensions entre éleveurs et paysans qui se disputent le contrôle des points d’eau souvent rares surtout dans la période de décembre à avril, c’est-à-dire au cours de la période sèche. Le développement de ces activités agricoles reste confronté au problème de la disponibilité interannuelle et inter-saisonnière des ressources en eau. En effet, ces ressources évoluent dans des dispositions naturelles difficiles qui concourent à entretenir les disparités connues de ces régions vis-à-vis des autres régions du pays.

1-2. Caractéristiques générales du milieu physique

1-2-1. Relief et végétation

La morphologie de la région est marquée par des formes massives sans reliefs véritablement élevés. Elle résulte de la longue histoire de l’évolution de la plate-forme éburnéenne en milieu subsahélien (Bruzon, 1990). Elle se présente comme une pénéplaine dominée par des systèmes de collines et de glacis cuirassés. Les collines se rencontrent dans le Nord-Ouest sous des formes variées : chaînes de collines, dômes cristallins, barres entrecoupées de vallées et plateaux de 600 à 800 m d’altitude. Les glacis cuirassés se retrouvent au Centre, à l’Est et au Nord de la région, avec des altitudes allant de 300 à 400 m. Les contrastes du relief se répercutent sur la répartition spatiale de la végétation. A l’Est et dans la zone centrale prédomine la savane arborée et arbustive ponctuée d’îlots de forêts claires. Dans l’Ouest, la savane boisée et des forêts claires prennent le pas sur les savanes arborées. Des forêts galeries se développent le long des cours d’eau tout en soulignant les zones de bas-fonds.

1-2-2. Régime climatique

Au plan climatique, la région fait partie du domaine soudanais à régime tropical de transition s’étendant d’Ouest en Est, d’Odienné à Téhini (NEA, 1978). De type soudano- guinéen, ce climat (figure 2) est caractérisé par une seule saison des pluies d’avril-mai à octobre (De la Tour et al., 1963).

Figure 2 : Illustration graphique du régime pluviométrique annuel du secteur d’étude

Les pluies d’avril à juin sont très faibles et espacées. Le maximum de pluie, une concentration de plus de la moitié des précipitations, est enregistré aux mois de juillet, août et septembre. Le pic pluviométrique se signale particulièrement en août. La distribution des précipitations est beaucoup moins étalée dans la frange nord de la région que dans sa partie sud (Kientz, 1993). Le début de la saison des pluies est en général marqué par des averses puissantes (NEA, 1978). Nettement plus agressives que celles des régions du centre (ORSTOM, 1976 b), ces précipitations sont marquées par leur abondance et leur forte intensité horaire. Dans la frange nord (secteur de Tengréla), la distribution des précipitations est beaucoup moins étalée que dans la partie sud (secteur de Boundiali). La saison sèche prend le relais d’octobre à avril. Elle se manifeste dans la région par de longues sécheresses de l’air, des contrastes thermiques quotidiens importants, de la brume sèche de l’harmattan (Arnauld, 1987). Elle est aussi marquée par de fortes insolations avec une température ambiante moyenne de l’ordre de 26,5°C.

1-2-3. Contexte géologique

L’aperçu géologique proposé dans cette partie est une synthèse issue des travaux de Lemoine (1988), Leake (1992), Yao (1993), Kouamelan (1996) et Doumbia (1998). Dans cette synthèse sont décrites l’histoire du craton ouest-africain et celle des formations géologiques de la Côte d’Ivoire et particulièrement celle des formations des départements de Boundiali et Tengréla. Les formations géologiques de l’Afrique de l’Ouest sont issues des différents phénomènes tectoniques et métamorphiques qui ont affectés le craton ouest-africain. Ce craton est situé entre les longitudes 0° et 18° Ouest et les latitudes 5° et 25° Nord. Il est limité au Nord par l’anti-Atlas, à l’Est par la zone mobile de l’Afrique centrale et à l’Ouest par les Mauritanides (zone mobile de l’Afrique de l’Ouest). Il a connu trois mégacycles : le Léonien (3500-2900 Ma), le Libérien (2900-2500 Ma) et l'Eburnéen (2500-1800 Ma). Le mégacycle éburnéen est subdivisé en deux cycles orogéniques séparés par des phases de déformations marquées par des épisodes de granitisation syn. et post tectoniques. Ces cycles orogéniques sont le Burkinien et l’Eburnéen. Le Burkinien (2400-2150 Ma) a affecté les formations granitiques et sédimentaires formant le Dabakalien (Lemoine, 1988). L'Eburnéen ss (2150- 1800 Ma) par contre, se limite aux phénomènes tectoniques et manifestations magmatiques associés. En Côte d’Ivoire, les deux grands domaines du craton ouest-africain sont présents. L’Archéen ou protérozoïque encore appelé domaine Guinée-Libéria-Côte d’Ivoire, se trouve à l’Ouest de la faille du Sassandra. Il est orienté Nord-Sud (N-S). Le domaine éburnéen ou domaine Côte d’Ivoire-Burkina Faso-Ghana, à l’Est de la faille du Sassandra, constitue l’essentiel des formations géologiques du territoire ivoirien. C’est un mélange de roches libériennes reprises par l’orogenèse éburnéenne, et de roches birimiennes (2000-1800 Ma). Il renferme des dépôts volcaniques, volcano-sédimentaires et des sédiments détritiques des sillons intra-cratoniques, des conglomérats et roches associées surmontant les dépôts birimiens par endroits, et les massifs granitiques de l’Eburnéen. Les départements de Boundiali et Tengréla font partie du domaine Côte d’Ivoire- Burkina Faso-Ghana, constitué de formations éburnéennes, birimiennes et antébirimiennes (figure 3).

Figure 3 : Carte géologique des départements de Boundiali et Tengréla (Direction des Mines et de la Géologie et al., 1968 ; Azuelos et al., 1978 a et b)

Les formations éburnéennes, essentiellement constituées de granitoïdes, se composent de granites (à biotites hétérogènes, à deux micas type Ferké), de migmatites post- birimiennes (roches granitisées et/ou fortement métamorphisées) et de granodiorites (roches granitiques intrusives et métasomatiques). Ces formations granitiques occupent la majeure partie de la région. Généralement peu accidentés, elles forment des dômes isolés. Les formations birimiennes regroupent des métasédiments, des schistes et brèches volcaniques, des grauwackes et des métavulcanites. D’importance relative, ces formations se rencontrent en majorité à l’Est de l’axe Tengréla-Morondo. Les formations antébirimiennes sont essentiellement formées de migmatites anciennes, de granites migmatitiques et de gneiss. Le plutonisme basique est représenté dans la région par les gabbros.

1-2-4. Contexte hydrogéologique

L’exécution de nombreux programmes d’hydraulique villageoise depuis les années 1970, a doté la région de nombreux points d’eau pour assurer l’AEP des populations rurales et urbaines. Au nombre de ces différentes campagnes, il faut citer les programmes : Fonds National de l’Hydraulique (FNH) 1975-1981, Fonds Européen de Développement (2e FED et 4e FED première tranche) (Géomine, 1982 a et b), Don Japonais (1994-1995), etc. Les ouvrages (puits et forages), réalisés à la faveur de ces campagnes, captent les niveaux d’altérites d’épaisseurs plus ou moins importantes et aussi les niveaux fissurés du socle cristallin et cristallophyllien (Géomine, 1982 c). Les niveaux d’altérites (aquifères d’altérites) sont exploités par de nombreux puits. Leurs niveaux piézométriques subissent fortement les contrecoups de l’évolution à la baisse des paramètres climatiques. Selon la Direction Territoriale de l’Hydraulique de Korhogo (DTHK, 2000), ce niveau baisse considérablement au cours de la période sèche. Les programmes d’hydraulique villageoise traversent régulièrement ces couches qui demeurent très vulnérables à la pollution d’origine chimique, bactériologique et organique, pour capter les niveaux de fissures plus profondes ou aquifères de fissures. Ces derniers sont depuis les années 1960 exploités au moyen de forages dans la sous-région. Les possibilités de leur formation sont liées à l’importance et à la densité de la fracturation (Savadogo, 1984 ; Biémi, 1992 ; Nakolendousse et al., 1993). Selon les statistiques de la Direction de l’Hydraulique Villageoise (DHH, 2001), plusieurs centaines de forages ont été réalisés dans les départements de Boundiali et Tengréla. Nombre de ces ouvrages sont aujourd’hui abandonnés par la population pour diverses raisons entre autres : denoiement de la pompe, panne technique ou mécanique de la pompe, mauvaise qualité de

12 l’eau, mais surtout le tarissement constaté de ces ouvrages. Ce tarissement survient pour la grande part au cours de la période sèche. Une telle situation met en cause aussi bien le rôle capacitif des aquifères d’altérites que l’influence de la variabilité climatique sur les ressources naturelles en général et particulièrement les ressources en eau superficielle. L’assèchement desdites ressources compromet la recharge des réservoirs souterrains. L’analyse des informations recueillies des fiches techniques des forages réalisés renseigne sur les aptitudes hydrogéologiques de ces aquifères, se résumant aux points suivants : ‐ la puissance des couches d’altérites se situe entre 0,5 m et 70 voire 80 m avec une épaisseur moyenne d’environ 27 m ; ‐ les niveaux aquifères offrent 1, 2 et 3 arrivées d’eau (AE), obtenues à des profondeurs fluctuant généralement entre 7 et 70 m. Les profondeurs les plus productives se situent dans la tranche de 30 à 70 m. Les 2e et 3e AE se rencontrent dans de très faibles proportions ; ‐ les débits en général obtenus sont très variés, fluctuant entre 0,1 m3/h et 90 m3/h, avec une variation moyenne autour de 7 m3/h exploitable en matière d’hydraulique villageoise. Les potentialités hydrogéologiques ainsi décrites des aquifères qui assurent l’AEP dans ces départements sont en étroite relation avec le réseau hydrographique dont le contenu en eau concourt principalement à leur recharge.

1-2-5. Hydrographie

Les départements de Boundiali et Tengréla, au plan des ressources en eau de surface, sont drainés par plusieurs cours d’eau qui définissent sept portions de bassins versants (BV). Ce sont les BV du Bandama blanc et du Bou à l’Est et au Sud-Est (région de Korhogo), les BV du Babani et du Tchimba à l’Ouest et au Sud-Ouest (région d’Odienné), le BV du Bandama rouge au Sud (région de la Marahoué), le BV du Banifing au Nord (République du Mali) et le BV de la Bagoé au Centre. Ces sous-bassins appartiennent à des systèmes hydrologiques différents dont celui du fleuve Niger est le plus représenté à travers les BV de la Bagoé, du Babani et du Banifing, représentant les 15% de la partie ivoirienne du bassin du Bani-Niger (Mahé, 2001). Parmi ces sous-bassins, celui de la Bagoé est le plus étendu. En effet, le fleuve Bagoé draine la quasi-totalité des départements de Boundiali et Tengréla en s’écoulant d’Ouest en Est suivant un axe Odienné-Boundiali et du Sud au Nord suivant un autre axe Boundiali-Tengréla. Elle se forme à la rencontre de ses affluents le Palé et le

Gbanani dans les environs de la localité de Domougou (Tomougou). Ces affluents naissent dans la région du Denguélé (Odienné), précisément dans la localité de Madinani. L’écoulement de la Bagoé est renforcé quelques kilomètres en aval de la confluence du Palé et du Gbanani par les eaux du Sougoumon et du Gnangbé. A ces quatre affluents s’ajoute le Katiananka, un autre affluent beaucoup plus au Nord. A l’instar des autres affluents du fleuve Niger, le régime de la Bagoé s’apparente au régime équatorial de transition. C’est un régime hydrologique marqué par deux pointes de hautes eaux, annoncées par une petite montée des eaux au moment des orages du début des pluies (NEA, 1978). Ces deux pointes de hautes eaux s’observent dans les périodes de juin- juillet et de septembre-octobre où il est le plus marqué. Vu donc l’importance de la Bagoé, l’étude des ressources en eau des départements de Boundiali et Tengréla est menée à l’échelle du bassin versant que définit ce cours d’eau. L’analyse des caractéristiques physiographiques de ce bassin versant fait l’objet du chapitre 2.

Chapitre 2 : ETUDE PHYSIOGRAPHIQUE DU BASSIN VERSANT DE LA BAGOE

2-1. Notion de bassin versant

Le bassin versant (BV) en une section droite d’un cours d’eau est défini comme la surface drainée par ce cours d’eau et ses affluents en amont de cette section. Tout écoulement prenant naissance à l’intérieur de cette surface doit traverser la section droite, appelée exutoire, pour poursuivre son trajet vers l’aval (Réméniéras, 1972 ; Laborde, 2000). Il est topographiquement limitée par la ligne de partage des eaux ou ligne de crête (Roche, 1963 ; Chuzeville, 1990) qui recoupe perpendiculairement l’exutoire. Il constitue un espace biotique, dominé en particulier par les activités anthropiques que développe l’homme. Cet espace détermine le comportement local du cycle hydrologique au sein duquel se réalisent les divers phénomènes hydriques (El-Jabi et Rousselle, 1987). A juste titre, il est retenu comme l’unité de gestion des ressources en eau depuis la loi française de 1964 sur l’eau (http://www.vie-publique.fr/documents-vp/loi_1964.shtml). En fonction de la nature des terrains, deux types de bassins versants se distinguent : le BV topographique et le BV hydrogéologique ou phréatique ou encore BV réel. Le cheminement de l’eau sur le bassin versant topographique est déterminé par la topographie. Dans ce cas, les limites du BV se définissent par les lignes de crêtes et les lignes de plus grandes pentes. Par contre, dans le cas d’un BV hydrogéologique, le terrain présente un sous-sol perméable au point où les eaux tombées sur le BV topographique, peuvent s’infiltrer et sortir souterrainement du bassin. A l’inverse, des eaux peuvent également entrer souterrainement dans le bassin. Dans ces conditions, en plus des considérations topographiques, il faut aussi tenir compte des propriétés géologiques des terrains dans la délimitation du contour du bassin. Il est donc utile de connaître les caractéristiques physiographiques d’un tel milieu pour mieux appréhender les phénomènes hydrologiques qui s’y déroulent. En se limitant aux considérations topographiques, les caractéristiques physiographiques étudiées au niveau du bassin versant de la Bagoé (figure 4) ont concerné sa forme et son réseau hydrographique.

Figure 4 : Aspect général du bassin versant de la Bagoé

2-2. Caractéristiques de formes du BV de la Bagoé

Les caractéristiques de forme rendent compte de la configuration géométrique du bassin et de son effet sur le ruissellement de surface. Elles regroupent les éléments suivants : ‐ les paramètres de dispositions dans le plan ; ‐ les caractéristiques altimétriques ; ‐ les indices de pente.

2-2-1. Paramètres de disposition dans le plan

Les paramètres de disposition dans le plan d’un bassin versant sont : le périmètre, la surface, l’indice de compacité, le coefficient d’allongement ou d’abattement et le rectangle

équivalent. Les expressions mathématiques sur la base desquelles les valeurs de ces paramètres ont été déterminées pour le bassin versant de la Bagoé, sont indiquées ci-dessous.

L’indice de compacité (Kc) est définit en comparant le périmètre du BV à celui d’un cercle de même surface. Il se détermine par la formule de l’équation 1 notée :

 

 c   0,28 (1) 2  A  Avec : P = périmètre (km) du bassin versant ; A = surface (km2) du bassin.

L’indice Kc révèle l’influence du BV sur l’écoulement produit en son sein et sur l’hydrogramme d’une pluie. Le coefficient d’allongement ou d’abattement (a) du BV se détermine selon la formule de l’équation 2 notée : L a  RH (2) A Avec :

LRH = plus long parcourt (km) du réseau hydrographique (longueur du cours d’eau principal) ; A = surface (km²) du bassin. Le rectangle équivalent permet de comparer les BV d’une même région ou de régions différentes. Pour se faire le BV est assimilé à un rectangle de même périmètre où les courbes de niveaux sont parallèles aux largeurs du rectangle équivalent et l’exutoire est l’un de leurs points. Les dimensions, longueur (L) et largeur (l) de ce rectangle, se déterminent par les formules des équations 3 notées :

2 2     1,12       1,12   L  c 1  1     l  c 1  1     1,12      et 1,12      (3)   c     c   Avec :

Kc = coefficient de compacité du bassin ; A = surface (km²) du bassin. Les valeurs numériques de ces paramètres de disposition dans le plan concernant le bassin versant de la Bagoé sont décrites ci-dessous. Ce bassin couvre un espace d’une superficie de 10150 km². Son périmètre est de 754 km. Il n’a pas de forme géométrique particulière car son indice de compacité (Kc = 2,096) est très élevé. Il est très allongé comme le traduit son indice d’allongement de Caquot très grand (a=3,63 m/m²). Cette forme très allongée est resserrée sur les flancs. Une telle forme de bassin

17 conduit à un temps de concentration beaucoup long de la goutte d’eau reçue sur le point le plus éloigné du bassin jusqu’à son exutoire. La transformation de ce bassin, du point de vue de sa forme globale, en un rectangle équivalent se caractérise par une longueur (L) de 323,15 km et une largeur (l) égale à 53,85 km.

2-2-2. Caractéristiques altimétriques du bassin

2-2-2-1. Courbe hypsométrique

Les caractéristiques hypsométriques (Chuzéville, 1990) d’un bassin sont : sa répartition hypsométrique et sa courbe hypsométrique. La répartition hypsométrique décrit la fraction ou le pourcentage de surface comprise entre deux courbes de niveaux successives. La détermination de cette surface est assujettie au planimétrage des courbes de niveaux par classe d’altitudes. Cette opération est exécutée selon un pas constant d’altitude (écart entre deux courbes). Dans le cas du BV de la Bagoé, le pas d’altitude est réduit à 40 m (pas d’édition des courbes de niveau sur les cartes topographiques au 1/200000 de la région). Dans la pratique, le planimétrage des courbes de niveau du bassin versant de la Bagoé est réalisé à partir d’une classification du modèle numérique d’altitude (MNA) du secteur d’étude à l’aide du pas d’altitude défini précédemment. A la suite de cette opération, le pourcentage de surface obtenue pour une classe est attribué à l’altitude moyenne de ladite classe en supposant qu’elle représente l’altitude de tous les points compris dans cette classe. La courbe hypsométrique s’obtient par la suite en représentant la fraction de surface occupée par une classe d’altitude en fonction de l’altitude moyenne de cette classe. Cette courbe fournit des informations qualitatives sur l’allure générale du relief du bassin versant étudié. Ainsi : ‐ une pente forte à l’origine vers les plus basses altitudes indique souvent des plaines ou des pénéplaines ; ‐ des pentes très fortes révèleraient de vastes zones d’inondations ; ‐ une pente très faible à l’origine vers les zones de plus basses altitudes correspond à des vallées encaissées ; ‐ une pente forte dans le milieu ou dans les hautes altitudes indique probablement un grand plateau. La répartition hypsométrique du bassin versant de la Bagoé (figure 6) est réalisée à l’aide de son MNA disponible sur le site de la National Aeronautics and Space Administration (NASA : ftp://eosrp01u.ecs.nasa.gov/srtm/version1/Africa).

Figure 5 : Répartition des surfaces hypsométriques ou MNA du bassin de la Bagoé

Cette carte présente une subdivision du bassin en deux zones à morphologie très distinctes : une zone Sud-Ouest et une zone Sud-Nord. La zone Sud-Ouest, définie par le sous-bassin versant formé par les affluents Palé et Gbanani (SBV P-G), est orientée suivant l’axe Boundiali-Madinani. Couvrant une superficie de 2583 km² soit environ le 1/4 du bassin, elle est la plus accidentée. La forte présence de montagnes et collines (Girard, 1961 ; Soumahoro, 1970) en fait une zone de hautes altitudes, comprises entre 300 m et 800 m. Les terrains décrits par la tranche de 400 à 600 m prédominent (reliefs les plus importants). Ces caractéristiques concourent à la production d’un écoulement superficiel beaucoup rapide voire turbulent dans cette partie du bassin. La zone Sud-Nord (Reste BV) correspond à la plus grande partie du bassin de la Bagoé qui ne tient plus compte du sous-bassin versant Palé-Gbanani. Orientée suivant l’axe Boundiali-Tengréla, elle couvre une superficie de 7571 km² (les 3/4 du bassin). Elle a un relief relativement bas et monotone. Les altitudes fluctuent entre 300 m et 700 m avec une prédominance des terrains compris entre 300 et 400 m. Les fortes altitudes signalées dans cet ensemble atteignant parfois les 700 m, décrivent les rares inselbergs très isolés de cette partie du bassin. Dans ces zones ainsi définies, l’écoulement de surface sera probablement très lent et favorisera soit l’évapotranspiration, soit l’infiltration des eaux à la surface du bassin. Les indices de pentes sont bien indiqués pour conforter cette observation. La quantification de la répartition hypsométrique des deux entités morphologiques ainsi définies et du bassin versant tout entier de la Bagoé, est consignée dans le tableau II.

Tableau II : Proportion des surfaces hypsométriques du BV de la Bagoé et ses sous-bassins Altitudes BV Bagoé SBV P-G Reste BV Bagoé Intervalle Moyenne % Surface Cumul % Surface Cumul % Surface Cumul 300-340 320 13,32 100 4,21 100 17,85 100 340-380 360 44,93 86,68 22,46 95,78 58,80 82,15 380-420 400 20,19 41,75 32,75 73,32 19,42 23,35 420-460 440 10,93 21,56 21,03 40,57 3,50 3,93 460-500 480 5,63 10,63 10,15 19,54 0,38 0,43 500-540 520 2,61 5,01 6,17 9,39 0,042 0,05 540-580 560 1,57 2,39 2,48 3,21 0,01 0,01 580-620 600 0,63 0,82 0,48 0,73 0,01 0,00 620-660 640 0,12 0,19 0,13 0,25 0,00 0,00 660-700 680 0,03 0,06 0,08 0,12 0,00 0,00 700-740 720 0,02 0,03 0,03 0,04 0,00 0,00 740-780 760 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 780-820 800 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

La répartition des surfaces hypsométriques ayant favorisé le zonage du bassin en deux entités morphologiques distinctes, les courbes hypsométriques ont été réalisées d’abord pour le bassin dans sa globalité et ensuite pour ses sous-bassins (figure 7).

Figure 6 : Courbes hypsométriques du bassin versant de la Bagoé et de ses sous-bassins

La lecture des altitudes moyennes (H50%) du bassin versant de la Bagoé et de ses sous-bassins est aisée à l’aide de ces courbes hypsométriques. Concernant la zone constituée par le sous-bassin versant Palé-Gbanani, H50% est égale à 410 m. Celle du reste du bassin fait 360 m. Elle est égale à 370 m pour le bassin entier. L’altitude moyenne du bassin de la Bagoé reste donc influencée par sa partie beaucoup plane qui constitue les 3/4 de sa superficie. Ces courbes hypsométriques ont également favorisé la détermination des altitudes à 5% (H5%) et

à 95% (H95%) utiles au calcul de l’indice de pente globale (Ig) et de la dénivelée spécifique (Ds).

2-2-2-2. Indices de pentes

Ces indices sont déterminés pour caractériser les pentes d’un bassin et favoriser des comparaisons et classifications. Il existe plusieurs indices de pente dont : l’indice de pente global (Ig) et la dénivelée spécifique (Ds).

L’indice de pente globale (Ig) est le rapport de la dénivelée (∆H) entre les points correspondant à 5% et 95% de la courbe hypsométrique, par la longueur (L) du rectangle équivalent, traduite par la formule de l’équation 4 notée :

 H I  g L (4) Avec :

∆H = H5% - H95%, dénivelée entre les points correspondant à 5% et 95% de la courbe hypsométrique ; L = longueur du rectangle équivalent du bassin. Cet indice permet également de comparer des bassins versants ayant la même surface du point de vue de leur comportement vis-à-vis de l’écoulement qui naît en leur sein.

La dénivelée spécifique (Ds) permet de comparer des BV de surfaces différentes car l’indice de pente globale décroît quand la taille du bassin augmente. Cette dénivelée est fonction de la différence des altitudes à H5% et H95% (H5%-H95%) du bassin versant et du rectangle équivalent. Elle se détermine par la formule de l’équation 5 notée :

D l D  I A  Ll  D s g L L (5) Avec : L et l = longueur et largeur du rectangle équivalent (km) ; A = surface du bassin (km²) ;

D = dénivelée H5%-H95% déterminée sur la courbe hypsométrique ou directement sur la carte topographique (m). Les valeurs de ces indices de pentes obtenues pour le bassin versant de la Bagoé et ses sous-bassins, sont reportées dans le tableau III.

Tableau III : Valeurs des indices de pentes du bassin versant de la Bagoé et ses sous-bassins Altitudes (m) Indices de pente globale Ig Entité Ds (m) H95% H5% ∆H = (H5%-H95%) (%) BV Bagoé 320 500 180 0,56 73,48 SBV P-G 340 530 190 1,77 90,11 Reste BV 310 420 110 0,40 34,91

L’interprétation des valeurs de ces indices de pentes est basée sur les classifications (tableaux IV et V) proposées par l’ORSTOM (Laborde, 2000). Ces tableaux établissent la correspondance entre les valeurs de ces indices et la morphologie du terrain.

Tableau IV : Classification des indices de pente globale selon l’ORSTOM (Laborde, 2000) Classes de pentes Définitions

R1 Pentes extrêmement faibles, inférieures à 0,2%

R2 Pentes faibles, inférieures à 0,5% correspondant à des bassins de plaines

R3 Pentes modérées, comprises entre 0,5 et 1%. Terrains intermédiaires entre la plaine et les zones à ondulation de terrain.

R4 Pentes assez fortes, pentes longitudinales comprises entre 1et 2%, pentes transversales supérieures à 2%. Zones à ondulation de terrain.

R5 Pentes fortes, pentes longitudinales comprises entre 2 et 5%, pentes transversales entre 8 et 20%. Régions de collines.

R6 Pentes très fortes, pentes longitudinales supérieures à 5% et pentes transversales supérieures à 20%. Régions de montagnes.

Tableau V : Classification du relief en fonction de la dénivelée spécifique (Laborde, 2000)

Pentes Description du relief Variation de Ds

R1 Relief très faible Ds < 10 m

R2 Relief faible 10 m < Ds < 25 m

R3 Relief assez faible 25 m < Ds < 50 m

R4 Relief modéré 50 m < Ds < 100 m

R5 Relief assez fort 100 m < Ds < 250 m

R6 Relief fort 250 m < Ds < 500 m

R7 Relief très fort 500 m < Ds

Les tableaux IV et V rendent l’interprétation des valeurs de pentes du tableau III aisée. Ainsi, concernant l’indice de pente globale, l’Ig (1,77%) de la partie la plus accidentée du bassin

(SBV P-G) correspond à la classe R4 des pentes assez fortes décrivant les zones à ondulation de terrain. Par contre, l’Ig (0,40%) du reste du bassin (Reste BV) se situe dans la classe R2 des pentes faibles inférieures à 0,5%. Cette classe décrit des bassins de plaines. Pour le bassin entier de la Bagoé, l’Ig (0,56%) correspond à la classe R3 des pentes modérées comprises entre 0,5% et 1%. Il s’agit des pentes des terrains intermédiaires entre les plaines et les zones à ondulation de terrain. L’indice de pente globale ressort la présence des deux subdivisions morphologiques du bassin entier. La valeur de l’Ig du bassin entier est toutefois beaucoup proche de celle de sa partie ne prenant pas en compte la zone la plus accidentée. Cela traduirait une probable influence de la zone relativement la plus plane sur le bassin entier dans les processus hydrologiques qui s’y déroulent du fait de son importante longueur. Au niveau de la dénivelée spécifique (Ds), les valeurs obtenues pour le bassin entier et ses deux subdivisions confirment les observations précédemment faites. Toutefois, la Ds ajoute une précision sur le relief général de la zone constituant le reste du bassin qui est assez faible. Tandis que la zone la plus accidentée et le bassin entier de la Bagoé restent caractérisés par des reliefs modérés. A l’issue de l’analyse de l’indice de pente globale et de la dénivelée spécifique, le bassin versant de la Bagoé se présente au plan morphologique comme une zone intermédiaire entre les plaines et les terrains ondulés, à relief modéré. Quelle peut donc être l’influence de ces caractéristiques du terrain sur l’écoulement des eaux au sein de ce bassin ? Pour répondre à cette interrogation, le temps de concentration des eaux pluviales a été déterminé pour le bassin entier et ses deux subdivisions morphologiques.

2-2-2-3. Temps de concentration des eaux du bassin versant de la Bagoé

Les caractéristiques d’altitude et de forme d’un bassin ont une forte influence sur le temps de concentration des eaux (Tc) en son sein. Le temps de concentration des eaux se définit comme étant le maximum de durée nécessaire à une goutte d'eau pour parcourir le chemin hydrologique entre un point du bassin et l'exutoire (http://hydram.epfl.ch/e- drologie/resumes/chapitre2/resume2.html). Il est Composé de trois temps : le temps d'humectation (th), le temps de ruissellement ou d'écoulement (tr) et le temps d'acheminement

(ta). Il existe trois possibilités pour estimer le temps de concentration des eaux d'un bassin versant. Il est déterminé, soit à partir de données in situ de pluies et débits, soit par une approche physique basée sur les hypothèses de l'onde cinématique permettant la modélisation du ruissellement de surface, soit selon diverses formules empiriques (http://hmf.enseeiht.fr/travaux/CD0203/travaux/optsee/bei/6/hydrologie/etude%20hydro.html) Face au manque fréquent de données hydrologiques et climatiques dont l’acquisition nécessite des mesures in situ (pluies, débits, temps d’humectation, temps d’acheminement, temps de ruissellement, etc.), des méthodes empiriques sont proposées pour son estimation. Au nombre de ces méthodes, celle de Giandotti (Moulay, 2005) utilisée dans le cas des bassins versants ruraux au Maroc central, est utilisé pour le bassin versant de la Bagoé. Son expression mathématique est donnée par la formule de l’équation 6 notée :

4 S  1,5L Tc  b (6) 0,8 H

Avec : Tc = temps de concentration des eaux, déterminé en heure ; S = surface (km²) du bassin ;

Lb = longueur (km) du bassin (mesurée dans le sens longitudinal) ; H = dénivelée entre l’altitude moyenne du bassin et l’altitude de son exutoire. Le tableau VI résume les temps de concentration des eaux sur le bassin versant de la Bagoé.

Tableau VI : Temps de concentration des eaux à la surface du bassin versant de la Bagoé Temps de concentration des eaux Entités En heures En jours BV global 69,10 ≈ 2 j 21 heures SBV P-G 28,91 ≈ 1 jour 5 heures Reste BV 61,28 ≈ 2 j 13 heures

Comme le montrent les indices de pente, la portion du bassin formée par le sous-bassin versant Palé-Gbanani concentre plus vite ses eaux. En effet, la goutte d’eau qui tombe sur l’endroit le plus éloigné de ce sous-bassin atteint son exutoire dans les environs de la localité de Domougou (Tombougou) en 28,9 heures soit environ 1 jour et 5 heures. Du fait des forts reliefs de cette partie du bassin de la Bagoé, l’écoulement épouse un régime beaucoup turbulent comparé au temps de concentration des eaux du reste du bassin. En effet, concernant le reste du bassin, le temps de concentration s’élève à 61,28 heures ce qui correspond à 2 jours et 13 heures environ. Ici, l’exutoire du sous-bassin versant Palé-Gbanani constitue l’un des points de départ de la goutte d’eau de cette portion du bassin. Celle-ci va s’écouler pour rejoindre l’exutoire du bassin entier de la Bagoé. Le temps relativement plus long que met cette goutte d’eau pour atteindre l’exutoire peut s’expliquer par le relief moins prononcé, généralement monotone et relativement plat de cette partie du bassin. L’écoulement beaucoup lent du fait de la faiblesse de la pente du relief de cette autre partie du bassin jouerait en faveur de l’infiltration (Moulay, 2005). Hormis cette subdivision, le temps de concentration des eaux sur le bassin tout entier de la Bagoé reste marqué par l’influence de la portion constituant le reste du bassin. Il concentre ses eaux en 69,10 heures soit 2 jours 21 heures environs. Il résulte du calcul du temps de concentration des eaux un écart horaire d’environ sept heures entre le bassin entier et la partie non accidentée du bassin. La forte influence de celle-ci sur l’écoulement général du bassin s’explique par sa longueur qui fait le triple de la longueur de la portion la plus accidentée. De plus, à l’analyse des coefficients de compacité de ces subdivisions du bassin de la Bagoé, le sous-bassin versant Palé-Gbanani parait beaucoup plus compact (Kc = 1,45) que le reste du bassin qui lui est beaucoup plus allongé (Kc = 1,94) et rétréci sur ses flancs. Or, un bassin beaucoup compact concentre plus vite ses eaux que celui qui est plus allongé (Chuzéville, 1990). Les caractéristiques de forme du bassin versant de la Bagoé à la suite de tout ce qui précède, sont résumées dans le tableau VII.

Tableau VII : Synthèse des caractéristiques de forme du BV de la Bagoé Caractéristique de forme

S (km²) P Kc a L (km) l (km) H50% Ig Ds Tc (km) (m) (m) (heures) Valeurs 10150 754 2,10 3,63 323,15 58,85 370 0,56 73,38 69,10

2-3. Caractéristiques du réseau hydrographique

Le réseau hydrographique est l’ensemble des chenaux qui drainent les eaux d’un bassin versant vers son exutoire. Ces eaux proviennent soit du ruissellement, soit de la restitution d’eau par les nappes souterraines, soit sous forme de source, soit par restitution continue d’eau dans le lit de la rivière (Roche, 1963 ; El-Jabi et Rousselle, 1987). Pour un bassin versant, le réseau hydrographique peut être caractérisé par sa hiérarchisation et sa densité de drainage.

2-3-1. Hiérarchisation du réseau hydrographique

Grécu et al., (2007) indiquent que les caractéristiques du réseau de drainage d’un bassin versant peuvent être déterminées en utilisant le système de classification de Strähler. En effet, d’après ces auteurs, cette méthode est la version définitive des modifications apportées à la méthode de classification des cours d’eau proposée par Horton en 1945. Les critères d’hiérarchisation (Laborde, 2000) sont énoncés ci-dessous : ‐ tout cours d’eau n’ayant pas d’affluent est d’ordre 1 ; ‐ à la confluence de deux cours d’eau de même ordre soit n, le cours d’eau résultant est d’ordre n+1 ; ‐ un cours d’eau qui reçoit un affluent d’ordre inférieur garde son ordre tel que : n + n = n + 1 et n + m = max (n, m) La fréquence d’un ordre n donné d’un drain est le rapport du nombre total de talwegs de cet ordre par la surface totale du bassin. Cette fréquence se calcule à partir de la formule de l’équation 7 notée :

N 2 Fn  (km ) (7) A

Avec :

Fn = fréquence du drain d’ordre n ; A = surface totale du bassin ; N = nombre de drains d’ordre n.

2-3-2. Densité de drainage

La densité de drainage (Dd) d’un BV est définie par la formule de l’équation 8 notée :

 L i D d  (8)  m

Le BV étant maillé :

Li = longueur cumulée des drains des cours d’eau dans une maille. ∑Li ne tient pas compte de l’importance (ordre) des drains ;

Am = surface d’une maille.

Pour une estimation moyenne globale de la densité de drainage sur l’ensemble du bassin, Li représentera la longueur totale de tous les drains des cours d’eau du bassin et A, sa superficie totale. Le réseau hydrographique (figure 7) conçu pour étudier les caractéristiques hydrographiques du bassin versant de la Bagoé est extrait de la mosaïque des cartes topographiques au 1/200000 des degrés carrés de Niellé, Tengréla, Boundiali et Odienné. Il représente l’ensemble des drains potentiels de ruissellement des eaux précipitées sur le bassin car ces drains ne peuvent tous stocker de l’eau plusieurs heures après une précipitation. De ce fait, la présence d’eau au sein des affluents des cours d’eau en période humide sera liée à différents facteurs à savoir : la nature du relief, la pente des terrains, les types de sols, leurs propriétés structurales et pédologiques (perméabilité, granulométrie, etc.), le couvert végétal et bien d’autres paramètres et contraintes. Ce réseau est très dense surtout dans la zone comprise entre les localités de Boundiali et Madinani (SBV P-G). Il présente sept ordres suivant la classification de Strähler. L’ordre 7, le plus important, représente le fleuve Bagoé. Ses principaux affluents : le Gbanani, le Palé, le Sougoumon, le Gnangbé et le Katiananka sont d’ordre 6 et 5. Les statistiques des longueurs et du nombre de drains par ordre sont résumées au tableau VIII. Suivant ces statistiques, le réseau global a une densité de 0,84 km/km² de drains. Cette forte densité sous-entend a priori un état hydrique satisfaisant dans la région.

Tableau VIII : Statistiques des ordres des cours d’eau du bassin versant de la Bagoé Ordre Nombre Densité en Longueur Cumulées Densité en longueur Cumulée nombre (km) (km/km²) 1 4485 73,78 4292 42,29 2 1172 19,28 2007 19,77 3 298 4,90 1081 10,65 4 81 1,33 457,6 4,51 5 26 0,43 213,9 2,11 6 16 0,26 168,4 1,66 7 1 0,02 289,6 2,85

D’après le tableau VIII, en tenant compte du nombre de drains par ordre, le niveau de représentativité de ces cours d’eau part de l’ordre 1 (effectif plus élevé) jusqu’à l’ordre 7

(effectif plus faible). Quand il s’agit des longueurs totales de drains par ordre, les cours d’eau les plus importants sont d’abord les ordres : 1, 2, 3 et 4, ensuite vient l’ordre 7 plus étendu que les ordres 5 et 6. Toutefois, que ce soit en nombre ou en longueurs totales de drains, les cours d’eau d’ordre 1, 2, 3 et 4 sont les plus répandus sur le bassin, conférant à la région un statut de château d’eau potentiel (De la Tour et al., 1963).

Figure 7 : Réseau hydrographique global (RHG) du bassin versant de la Bagoé

2-3. Etat de l’art relatif au bassin versant de la Bagoé et à la variabilité climatique

2-3-1. Etat des connaissances sur le bassin versant de la Bagoé en matière de ressources en eau

Le bassin versant de la Bagoé est connu par plusieurs travaux dont celui de Girard (1961). Intitulée : «étude du bassin versant de la haute Bagoé, les résultats de la campagne 1960», cette étude s’est consacrée à la présentation de données hydroclimatiques d’un espace décrivant toute la partie sud-ouest du bassin, limitée par la station de Kouto comme exutoire. L’analyse de ces données d’une dizaine d’années de mesures s’est inscrite dans le cadre de l’exécution d’un projet d’aménagement des vallées rizicoles de Côte d’Ivoire. Les bases démographiques du secteur d’étude sont connues à partir des travaux de De la Tour et al. (1963). En effet, à travers l’«étude de la région d’Odienné-Boundiali», ces auteurs ont ressorti les caractéristiques physiques et humaines de cette région soudano- sahélienne à laquelle appartient le bassin versant de la Bagoé. Ils ont fait connaître la région à travers ses aptitudes naturelles, ses activités socio-économiques et ses difficultés d’approvisionnement en ressource en eau nécessaire pour l’alimentation humaine et le développement agricole. Sircoulon (1966) dans «le répertoire des stations hydrométriques de Côte d’Ivoire, Tome II», a décrit les infrastructures de mesures des paramètres hydrauliques des principaux bassins de Côte d’Ivoire dont celui de la Bagoé. Cette étude a listé les différentes stations hydrométriques existantes en les décrivant par leurs coordonnées géographiques, leur historique, leurs équipements de mesures, la qualité des observations y effectuées, etc. Ainsi, sur le bassin versant de la Bagoé, limité par la station hydrométrique de Kouto, les différentes stations existantes sont les stations de : Kouto, Dembasso, Tombougou (Domougou), Guinguéréni, Ponondougou, Faladoua, Passée, Lodala, Foulo, Logoumo, Lohiné, Fala, Lofouiné, Sahoula et Lokologo. Parmi ces stations, le rapport provisoire de thèse de Soumahoro (1970) intitulé «étude hydrologique du bassin du Niger en Côte d’Ivoire), a indiqué les principales. A ces stations dites principales, se faisaient régulièrement des mesures d’hauteurs d’eau jusqu’à cette époque en 1970. Ce sont les stations de Kouto, Tombougou (Domougou), Guinguéréni, Ponodougou et Dembasso. Dans les «études d’aménagement intégré des bassins versants régions nord (Korhogo, Boundiali et Ferkessédougou), synthèse générale» réalisées par BNETD et DRC (1975), il a été question du bassin versant de la Bagoé dans sa totalité en territoire ivoirien. Ayant concernée également le bassin versant du Bandama limité au lac de Kossou, l’une des préoccupations

29 manifestées dans ces travaux était d’orienter des études vers la meilleure appréhension des ressources régionales (dont les ressources en eau) et les moyens de les mobiliser. Concernant toujours les infrastructures de mesures hydrauliques, Camus et al. (1977), à travers l’«étude hydropluviométrique du Nord de la Côte d’Ivoire. Répertoire des stations», ont révélé l’existence de la station hydrométrique de Papara située plus au Nord dans le département de Tengréla. De ce fait, les limites du bassin versant de la Bagoé ont été redéfinies dans ce département. La station de Papara et celles indiquées par Soumahoro (1970) ont contribué depuis lors à l’acquisition de données hydroclimatiques plus ou moins continues du bassin fournissant des informations utiles pour la mise en valeur de ces régions soudano-sahéliennes du Nord. Dans «développement rural du département de Boundiali-Côte d’Ivoire», Kientz (1993) a fait un bilan-diagnostic de la situation démographique et socio-économique plus actualisé du département de Boundiali recoupé en grande partie par le bassin versant de la Bagoé. Toutes ces études ont visé en générale la maitrise des ressources en eau pour soutenir le développement des activités agricoles et pastorales. Cette préoccupation de pérennisation des activités agro-pastorales reste toutefois confrontée au contexte climatique actuel qui connait de profondes modifications suite à la forte variabilité spatio-temporelle de ses principaux paramètres.

2-3-2. Etat succinct des connaissances sur la variabilité climatique

Qu’il s’agisse de la disponibilité des ressources en eau d’une saison à une autre ou d’une région à une autre ou encore de sa disponibilité interannuelle, le climat demeure un facteur non négligeable qui influence sa régulation. Or, la terre toute entière est plongée dans une crise climatique qui se manifeste par une forte modification des paramètres climatiques. Ainsi, les termes « variabilité et changement climatiques » (Kingumbi et al., 2000 ; OMM, 2001 ; OMM, 2003 ; UICN–BRAO, 2003) ont été définis depuis lors pour appréhender ces modifications, qu’elles soient d’origine naturelle (variabilité climatique) ou anthropique (changement climatique). Comprendre cette dynamique du climat, couplée aux diverses modifications actuelles et à venir est nécessaire pour y adapter les projets de développement ou prendre les mesures adéquates pour en atténuer les effets néfastes. Cette préoccupation ramène essentiellement à l’étude des paramètres qui contribuent à l’expression du climat. Deux des principaux paramètres qui définissent le climat sont la température et les précipitations météoriques (Chuzeville, 1990). Les précipitations particulièrement contribuent à la constitution des ressources en eau. C’est pourquoi l’étude de la variabilité et changement

30 climatiques et de ses implications sur les ressources naturelles en particulier l’eau, est régulièrement portée sur l’analyse des relevées pluviométriques. Le climat se définit comme étant l’état moyen de l’atmosphère sur une période de temps donnée, estimée soit en mois soit en année, en un lieu géographique particulier (OMM, 2003). Il se caractérise par un grand nombre de paramètres dont la température ambiante, la hauteur des précipitations, la pression atmosphérique, la durée de l’insolation, la vitesse et la direction du vent, etc. Le climat terrestre est un système dynamique sujet à des fluctuations se produisant à des échelles de temps qui varient de la décennie au millénaire, voire des millions d’années. Il se compose de l’atmosphère, des océans, des terres émergées, de la cryosphère (neiges et glaces) et de la biosphère. Dans l’expression de sa variabilité au cours du temps, le climat subit des changements. Les changements opérés correspondent à des variations statistiques significatives de son état moyen persistant pendant une période prolongée (généralement la décennie). Cette variabilité, selon le GIEC (2001), rend compte de la variation de l’état moyen d’autres variables statistiques du climat (écart type, extrême, etc.) à toutes les échelles temporelles et spatiales autres que celles des phénomènes météorologiques particuliers. Les changements se traduisent par les modifications des caractéristiques de l’atmosphère. Il en est de même de l’évolution de la faune et de la flore. Depuis la révolution industrielle, les activités humaines ont provoqué une accélération du changement climatique, suite à une augmentation des concentrations des gaz à effet de serre dans les différentes couches de l’atmosphère. Cette aggravation s’explique par le temps de séjour très long de ces gaz dans l’atmosphère. Par exemple, le CO2 reste dans l’atmosphère pendant 50 à 200 ans (OMM, 2003). Dans le milieu naturel, ces changements se manifestent par l’expression d’événements et ou de phénomènes climatiques extrêmes, entre autres : les inondations, les sécheresses, les cyclones tropicaux, etc. Les conséquences sont énormes : destructions d’infrastructures socio-économiques, destruction d’habitats, désertification, famine, perte en vie humaine, etc. La désertification et la famine en particulier sont liées à la raréfaction des ressources hydriques constatées en certaines régions du globe, particulièrement en Afrique de l’Ouest. Cette situation découle de l’expression de la sécheresse aigue qui fait suite à un déficit prononcé des précipitations. L’étude de la variabilité climatique à l’aide de séries pluviométriques est généralement menée par la détection de ruptures dans la réalisation moyenne des pluies et l’identification de périodes homogènes marquées par une même pluviométrie moyenne. La détection des ruptures a suscité le développement de plusieurs procédés et méthodes dont les plus robustes sont le test de rupture de Pettitt et la procédure de segmentation de Hubert

(Lubès-Niel et al., 1998 ; Kingumbi et al., 2000 ; Bigot, 2002 ; Lemaître, 2002 ; Berthelot et al., 2004 ; Ardoin-Bardin, 2004 ; Kouassi, 2007). En Afrique, les ruptures pluviométriques se sont signalées autour des années 1969 et 1970 et engendrée des déficits de l’ordre de 20% pouvant atteindre 25 à 30% (Servat et al., 1998). Les périodes à pluviométrie moyenne homogène définissent des périodes climatiques (période sèche, période normale et période humide) dont la détermination est conduite par le calcul d’indices pluviométriques ou indices de Nicholson (Paturel et al., 1997 ; Kingumbi et al., 2000). Les périodes climatiques généralement mises en évidence en Afrique de l’Ouest ont concerné des séries débutant autour des années 1940 ou 1950 (tableau IX).

Tableau IX : Exemple de quelques travaux effectués sur la variabilité climatique en Afrique ayant porté sur des chroniques débutant autour des années 1940 ou 1950

Etude Chronique Auteurs

Variation des précipitations et des écoulements en Afrique de 1951-1989 Mahé et Olivry l’Ouest (1997)

Organisation pluviométrique de l’espace Congo-Gabon (1951- 1951-1990 Makanga Maloba et 1990) Samba (1997)

Variabilité pluviométrique en Afrique humide le long du golfe de 1950-1980 Parturel et al. guinée. Approche régionale intégrée (1997 b)

Modification des saisons pluvieuses dans l’Atakora (1961-1990). Un 1961-1990 Houndénou et exemple de la sécheresse au Nord-Ouest du Benin (Afrique occidentale) Hernandez (1998)

Modélisation hydrologique d’un bassin affecté par des 1950-1989 Kingumbi (2006) changements d’occupation. Cas du Merguellil en Tunisie centrale.

De ces travaux, il ressort que l’Afrique connaît une succession d’épisodes climatiques secs et pluvieux ponctués de périodes de sécheresses dont l’intensité et l’extension spatiale sont devenues exceptionnelles depuis 1970 jusqu’au début des années 1990 (Lejiot et Callot, 2005). Dans cette structure, la période de 1950 à 1970 est reconnue comme période humide (Janicot et Fontaine, 1993 ; Bamba et al., 1997) et la période 1970- 2000, celle des déficits pluviométriques. Ces déficits pluviométriques se sont répercutés sur les régimes hydrologiques des cours d’eau africains en les modifiant considérablement. En effet, en plus de la réponse annuelle de l’écoulement des cours d’eau à ces déficits pluviométriques annuels, s’observe un prolongement dans le temps des déficits hydrologiques consécutives aux longues périodes de

32 sécheresse (Olivry et al., 1998). Ces déficits hydrologiques évoluent dans la fourchette de 30% à 60% et se traduisent par des coefficients de tarissement élevés (Mahé et al., 2005). Les quantités d’eau régulièrement déterminées pour apprécier ces déficits sont les volumes d’eau ruisselés et les volumes d’eau mobilisés par les réservoirs souterrains pour soutenir l’écoulement des cours d’eau dans leur phase de tarissement. A partir de l’étude du tarissement, il est possible d’aborder la question des volumes d’eau mobilisés par les réservoirs souterrains. Il s’agit d’une approche qui donne une idée de ces quantités d’eau, car cette détermination demeure problématique compte tenu des incertitudes liées à la non maitrise du contexte géologique et des caractéristiques de ces réservoirs. L’approche ci-dessus indiquée d’appréhension de l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau (écoulement des cours d’eau) est une étude ponctuelle car les données (débits) utilisées à cet effet, sont des mesures faites en des points précis des cours d’eau (stations hydrométriques). A l’échelle spatiale d’un bassin, cet impact peut être caractérisé à partir de l’étude de son état hydrique, basée sur l’analyse quantitative de l’humidité de son réseau hydrographique. Cet aspect constitue un objectif de ce travail qui se veut une contribution à la caractérisation physiographique de l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau. En effet, très peu d’études ont été réalisées sur le réseau hydrographique (Grécu, et al., 2007). La question de sa quantification évoquée dans ce travail, a été abordée différemment dans les travaux antérieurs. Par exemple, Nonguierma et al. (1992) et Nonguierma (1994 a) ont analysé le réseau hydrographique à partir d’images satellitaires pour cartographier le potentiel de ruissellement en milieu soudano-sahélien du Burkina-Faso. Sauquet (2000) a étudié le réseau hydrographique pour cartographier les écoulements annuels et mensuels sur les bassins du Rhône en France et sur des fleuves du littoral méditerranéen. Bouchnak et al. (2004) ont mené l’étude du réseau hydrographique pour suivre et quantifier l’évolution du ravinement par unité lithologique dans les bassins versants des oueds El Hammam et Rmel en Tunisie Centrale. Grécu, et al., (2007) ont réalisé une étude quantitative du réseau hydrographique pour établir l’influence des ordres des cours d’eau sur un bassin en Roumanie. Dans le cas du présent travail, l’étude quantitative du réseau hydrographique basée sur la dynamique de l’humidité des cours d’eau, vise à expliciter les problèmes de raréfaction des ressources en eau dans les milieux de savanes (soudano-sahéliens) de Côte d’Ivoire (exemple du bassin versant de la Bagoé). Dans ces régions, le développement socio- économique est dépendant en grande partie des ressources en eau dont la disponibilité saisonnière est hypothétique au cours de la période sèche du fait de leur fort et fréquent

33 tarissement. Cette étude de l’état hydrique du bassin versant de la Bagoé répond d’une certaine manière aux préoccupations soulevées au sujet de la connaissance des états de surface (Puech, 2000 ; Bigot et al., 2005) tout en s’inscrivant dans la dynamique des travaux déjà effectués en ce sens (Grégoire et Ferrari, 1990 ; Deniveau, 1990 ; Houssa, et al., 1998 a ; Koussoubé et Savadogo, 2000).

Conclusion partielle

Le point des connaissances sur le secteur d’étude fait ressortir les observations suivantes : Au plan humain et des activités socio-économiques, la population de la région est en fort accroissement avec un taux moyen annuel de 1,78% (JICA, 2001 a) soit environ 4000 habitants par an. Les activités agropastorales sont la principale source de revenue dans ces régions. Les dispositions naturelles telles que les caractéristiques physiographiques du milieu et les ressources en eau, limitent l’essor de ce secteur d’activités ; Au plan des caractéristiques physiques en effet, le bassin versant de la Bagoé, principal système hydrologique régissant les phénomènes hydriques des départements de Boundiali et Tengréla, présente une zone très accidentée et impropre à la pratique culturale dans sa partie sud-ouest (Kientz, 1993). Toutefois, quoique dans l’ensemble le milieu naturel présente des potentialités en eau tant superficielle que souterraine, la raréfaction de celle-ci est suscitée par une courte période d’abondantes pluies et une longue et période sèche. La conjonction de ces différents points relève le besoin de maîtriser les fluctuations des ressources en eau dans le temps et dans l’espace car elles sont perçues comme un socle primordial du développement durable dans ces régions. En effet, leur disponibilité saisonnière hypothétique est le handicap majeur causé à la région, car elles sont sujettes à une forte variation spatio-temporelle compte tenu du contexte climatique général de la sous-région. Une telle situation conforte l’intérêt d’étudier la dynamique de l’état hydrique de la région. Pour y arriver, la deuxième partie est consacrée à l’inventaire du matériel et des méthodes nécessaires pour conduire cette étude.

DEUXIEME PARTIE : MATERIEL ET METHODES

Chapitre 3 : MATERIEL

Les données utilisées pour mettre en œuvre la présente étude peuvent être regroupées en quatre types : les données climatologiques et hydrologiques, les données cartographiques, les images satellitaires et d’autres données additionnelles.

3-1. Description des données

3-1-1. Données climatologiques et hydrologiques

Cet ensemble de données est composé de séries chronologiques de précipitations, de températures et de débits des cours d’eau.

Données pluviométriques

Le bassin versant de la Bagoé circonscrit les stations pluviométriques de Tengréla, Kanankono, Kouto, Dembasso, Boundiali et Madinani. Les séries pluviométriques disponibles à ces stations ont été reconstituées à partir des publications de CIEH et ORSTOM (1973), CIEH et al. (1989), Agrar und Hydrotechnik Gmbh et al. (1986), MINAGRA-ARK (1999) ou obtenues auprès de la Société de Développement et d’Exploitation Aéronautique et Météorologique (SODEXAM). Quelques caractéristiques de ces stations sont portées dans le tableau X.

Tableau X : Description sommaire des stations pluviométriques du BV de la Bagoé Stations Dates de Longitude Latitude Altitude Série Taille (nbre création (m) disponible d’années) Boundiali 1922 -6°28’00" 9°31’00" 421 1928-2000 73 Dembasso 1963 -6°24’00" 9°41’00" 348 1966-2000 35 Kanankono 1979 -6°13’00" 10°22’00" 1978-1980 3 Kouto 1963 -6°25’00" 9°54’00" 360 1963-1997 35 Madinani 1962 -6°57’00" 9°37’00" 516 1966-2000 35 Tengréla 1953 -6°24’00" 10°29’00" 356 1953-2000 48

Le positionnement géographique de ces stations du bassin versant de la Bagoé et d’autre stations périphériques est illustré à la figure 8.

Figure 8 : Localisation géographique des stations pluviométriques du BV de la Bagoé

Les chroniques d’observations pluviométriques disponibles à ces stations sont de tailles différentes. La station de Boundiali a la série la plus longue. Constituée de 73 années d’observations des pluies (1928-2000), elle satisfait largement la condition de taille d’échantillon hydroclimatique statistiquement admise d’au moins 30 données préconisées par l’OMM (1994). Elle demeure aussi un témoin privilégié des faits climatologiques qui se sont produits sur le bassin versant de la Bagoé en particulier, et dans la région en général. A la suite donc de Jourda (2005) qui a axé l’étude climatique de la région de Korhogo sur la chronique la plus longue des pluies de cette région, cette série est choisie pour apprécier la

37 variabilité des pluies sur le bassin. Ce choix est en accord avec les critères de qualités des données et de longueur de série, définis et observés dans le cadre du programme ICCARE (Identification et Conséquence d’une variabilité du Climat en AfRique de l’Ouest non sahélien) du projet Flow Regimes from International Experimental and Network Data, Afrique de l’Ouest et Centrale (FRIEND-AOC) de l’UNESCO (http://www.mpl.ird.fr /hydrologie/gbt/projets/iccare/khronost.htm).

Données de débits

Le bassin versant de la Bagoé est équipé de cinq stations hydrométriques (figure 10) permettant d’observer le régime des écoulements de la Bagoé. Ce sont les stations de Papara, Kanankono, Kouto, Tombougou (Domougou) et Guinguéréni.

Figure 9 : Localisation géographique des stations hydrométriques du BV de la Bagoé

Le tableau XI, reconstitué à partir des informations extraites des travaux de Camus et al. (1977) et d’autres informations fournies par la Direction de l’Hydrologie, donne un descriptif de ces stations.

Tableau XI : Quelques éléments descriptifs des stations hydrométriques du BV de la Bagoé Stations Longitude Latitude Affluent de la Bagoé Aire du SBV Chronique Guinguéréni -6°35'00" 9°32'00" Gbanani 1042 1955 Tombougou -6°30'00" 9°35'00" Gbanani 2580 1955-1977 Kouto -6°22'00" 9°53'00" Bagoé 4740 1960-1995 Kanankono ? ? Bagoé 6445 Inconnue Papara -6°13'15" 10°36'45" Bagoé 8950 1976

Ces stations sont relativement bien disposées sur le bassin pour favoriser de bonnes observations de l’écoulement de la Bagoé. Mais leurs séries de débits disponibles sont de faibles chroniques et contiennent de nombreuses lacunes (figure 11). De plus, la station de Kanankono dont l’existence est révélée dans la bibliographie, n’est nullement assortie de données de débits.

Figure 10 : Longueur des données de débits des stations hydrométriques du BV de la Bagoé

La station la mieux indiquée pour mener l’étude du comportement hydrologique du bassin versant de la Bagoé dans le contexte de la variabilité spatio-temporelle des précipitations, est la station de Papara. Situés à proximité de l’exutoire du bassin, les données de débits de cette station sont plus adéquates pour apprécier les volumes d’eau mobilisés. Mais, elle ne dispose pas d’une série continue de plus de 10 années de mesures. Cette

39 insuffisance est aussi connue des stations de Guinguéréni et de Tombougou (Domougou) qui comportent beaucoup de lacunes consécutives à de nombreuses années d’interruptions dans l’observation des débits. La station de Kouto, quant à elle, offre des possibilités d’étude du comportement hydrologique du bassin. Elle est dotée d’une série de débits (1960-1995) comportant moins de lacunes et homogène sur 26 années (1961-1986). Cette frange de débits se rapproche mieux de la taille de données hydroclimatiques, statistiquement admissibles et préconisées par l’OMM (1994) dans les études hydroclimatiques. Sur la base de toutes ces considérations, la série des débits de la station hydrométrique de Kouto est retenue pour étudier le comportement hydrologique du bassin versant de la Bagoé dans le contexte de la variabilité climatique.

Données de températures

Aucune mesure de température n’est disponible aux différentes stations climatiques du bassin versant de la Bagoé. La nécessité de disposer de cette donnée, utile pour simuler le comportement hydrologique du bassin et analyser le régime de la recharge des réservoirs souterrains, a conduit à faire recours aux stations synoptiques disposant de cette donnée. Deux stations synoptiques existent dans la région : les stations de Korhogo et d’Odienné. Elles sont beaucoup proches des stations du bassin en occurrence celles de Boundiali, Kouto, Dembasso et Madinani. La série des températures de Korhogo disponible, couvre la période 1972-2000 et celle d’Odienné, la période 1961-2000. Les données de la station d’Odienné couvrent la période d’analyse du comportement hydrologique du bassin de la Bagoé, c’est-à-dire de 1961 à 1986. Par conséquent, les données de températures de la station d’Odienné sont retenues pour conduire cette analyse.

3-1-2. Données cartographiques

Cet ensemble de données est composé de cartes topographiques et géologiques. L’utilisation de ces différentes cartes a nécessité leur conversion en format numérique par "scannérisation" au format A0. Leur géoréférencement a permis de les utiliser dans un espace de travail à coordonnées spatiales exprimées soit en degré (longitude, latitude), soit en mètre (x,y) dans le système de coordonnées géographiques dénommé « Universal Transverse Mercator (UTM) ».

Cartes topographiques

Afin de reconstituer entièrement les contours des départements de Boundiali et Tengréla et du bassin versant de la Bagoé, il s’est avéré nécessaire de disposer des cartes topographiques des degrés carrés de Boundiali (IGN, 1964 a ; CCT-DGTx, 1993 a), de

Tengréla (IGN, 1964 b ; CCT-DCGTx, 1993 b), de Niellé (IGN, 1971) et d’Odienné (IGCI, 1987). La mosaïque de celles-ci a été faite suivant le schéma de la figure 12. Toutes ces cartes, éditées à l’échelle 1/200000, sont disponibles au CCT-BNETD et certaines à la bibliothèque de l’Institut de Géographie Tropicale (IGT) de l’Université de Cocody. Ces cartes ont aussi permis d’extraire diverses autres informations telles que le réseau hydrographique, le réseau routier, etc.

Figure 11 : Modèle de mosaïque des cartes topographiques

Cartes géologiques

La première carte utilisée a été conçue et publiée par la Direction des Mines et de la Géologie et al. (1968) à l’échelle 1/500000. Cette coupure recoupe les degrés carrés de Boundiali, Mankono, Touba et Odienné. Elle fait ressortir essentiellement les grandes entités géologiques. Les informations extraites de cette carte ont été complétées par celles issues de deux autres cartes photo-géologiques à l’échelle 1/200000 des degrés carrées de Tengréla et de Boundiali. Ces dernières ont été réalisées à partir de levés aéro-magnétiques par Azuelos et al. (1978 a et b).

3-1-3. Images satellitaires

Les images satellitaires utilisées sont les images ETM+ de Landsat composées de trois scènes à savoir : une scène 197-053 du 31 janvier 2000, et deux scènes 198-053 du 21

41 décembre 1999 et du 20 octobre 2000. Ces images sont utilisées pour étudier l’état hydrique du bassin versant en saison sèche. Elles proviennent de la base de données images du CURAT et de celles de Landsat.Org. Concernant Landsat.Org, les images gratuites de la période sèche en général sont accessibles par téléchargement via le site http://glcf.umiacs.umd.edu/index.html L’image de la période humide (198-053 du 20 octobre 2000) utilisée dans ce travail, a été acquise par achat via le site : www.landsat.org ; http://35.8.163.122/access7/access5g.asp? sensor=etm&Parow1=197054&tilesNum=1&cloud=10.

3-1-4. Données additionnelles

Dans cette rubrique sont regroupées d’autres données utilisées dans ce travail. Il s’agit des données socio-économiques et démographiques (INS, 1988 et 1998 ; JICA, 2001 a), de données de forages (Géomine, 1982 b et c) et des données de Modèle Numérique d’Altitude (MNA). Les données démographiques ont contribué à la connaissance de la taille et la densité de la population sur l’ensemble du secteur d’étude eu égard aux diverses activités anthropiques qui la caractérisent. Les données de forages ont servi à la caractérisation hydrogéologique du secteur d’étude. Le Modèle Numérique d’Altitude (MNA), téléchargé à partir du site de la National Aeronautics and Space Administration (NASA) (ftp://eosrp01u.ecs.nasa.gov/srtm/version1/Africa) pour les degrés carrés de Niellé, Tengréla, Boundiali et Odienné, a servi à l’étude des pentes dans la caractérisation physiographique du bassin versant de la Bagoé.

3-2. Moyens de travail

Le matériel utilisé pour traiter cet ensemble de données au sein du Centre de Recherche et d’Application en Télédétection (CURAT) est essentiellement constitué de l’outil informatique. Il s’agit d’un ordinateur Pentium IV cadencé à 1,7 Giga Hertz (fréquence d’exécution du processeur) avec une mémoire RAM (Random Access Memory) de 256 méga octets de capacité. Le disque dur ou espace de stockage a une capacité de 70 giga octets. La visualisation des taches a requis un moniteur de 17"(pouces) réglé sur une résolution graphique de 1024 sur 768 pixels. A ces deux principaux éléments s’ajoutent des accessoires et consommables qui ont facilité les transferts et échanges de fichiers et de données, y compris les sorties analogiques du travail. Cet ordinateur a été équipé de plusieurs

42 environnements automatisés de travail composés de logiciels et de programmes d’édition de texte, de calcul, de construction de graphique, de cartographie et de traitement d’image.

Editeurs de textes, de graphiques et de calcul

‐ le progiciel office 2007 (Word, Excel, Power point, Word Pad, Paint), utilisé dans la saisie des textes, dans la détermination des paramètres statistiques des données climatologiques et hydrologiques, l’élaboration des graphiques ; ‐ le logiciel Khronostat (Boyer et al., 1998) de l’IRD ex-ORSTOM, spécifiquement utilisé pour l’analyse statistique de détection de ruptures au sein des données hydrologiques et climatologiques.

Editeurs de cartes et de traitement numérique d’image

‐ les logiciels Surfer 8.0 et MapInfo 7.5 pour réaliser les différentes cartes rasters de variations spatiales de différents paramètres ; ‐ le logiciel Envi 4.3 utilisé pour les divers traitements numériques d’images satellitaires : corrections radiométrique et géométrique, mosaïque, application de divers procédés et techniques de rehaussement, etc.

Chapitre 4 : METHODOLOGIE

En matière d’études climatiques, deux principaux paramètres caractérisent le climat : les précipitations météoriques et les températures (Chuzeville, 1990). Les précipitations qui contribuent particulièrement à la constitution et au renouvellement des ressources en eau, sont les plus usitées pour appréhender la variabilité du climat. De ce fait, la caractérisation de la variabilité et des changements climatiques, de même que ses implications sur les ressources naturelles en particulier les ressources en eau du bassin versant de la Bagoé, est portée dans ce travail sur l’analyse des relevées pluviométriques, complétée par les données de débits de la Bagoé. Les méthodes et procédés de cette caractérisation sont exposés ci-dessous.

4-1. Etude de la variabilité spatiale et temporelle des précipitations

La mise en évidence de la variabilité du climat à la surface du bassin versant de la Bagoé est menée par l’examen de l’homogénéité ou étude de stationnarité des séries chronologiques de pluies. Cet examen devant faire ressortir les différents faits climatiques de la région, est précédé de l’étude des variables statistiques interannuelles des séries de pluies et de l’analyse des excédents ou déficits interannuels de pluies, révélateurs des différentes périodes humides, sèches ou normales.

4-1-1. Analyse des variables statistiques interannuelles des séries de pluies

Il s’agit de la pluie moyenne interannuelle (Pmoy) du bassin qui représente approximativement l’ordre de grandeur de l’ensemble des observations pluviométriques et des pluies extrêmes

(Pmax et Pmin). L’analyse de la dispersion ou fluctuation autour de la pluie moyenne interannuelle s’apprécie à travers : l’intervalle de variation, l’écart type, l’écart moyen absolu, le coefficient de variation, etc.

L’intervalle de variation est la différence entre le module pluviométrique (Pmax) moyen de l’année la plus humide et celui de l’année la plus sèche (Pmin). Soit (w) cette variable, son expression est donnée par la formule de l’équation 9 notée :

W  Pmax  Pmin (9) Avec : W = intervalle de variation ;

Pmax = pluie maximale moyenne de l’année la plus humide ;

Pmin = pluie minimale moyenne de l’année la plus sèche.

L’écart moyen absolu est la moyenne arithmétique des valeurs absolues des écarts par rapport à la moyenne. Noté (ea), il se détermine par la formule de l’équation 10 notée :

ea   xi  x (10) n Avec : ea = écart moyen absolu ; xi = valeur annuelle de la variable climatique ;

x = valeur moyenne de la série de cette variable climatique ; n = taille de la série de cette variable climatique. Le coefficient de variation (V) est le rapport de l’écart type par la moyenne. Son expression mathématique est celle de la formule de l’équation 11 notée :

 V  (11) x Avec : V = coefficient de variation ;  = écart type de la série ;

x = valeur moyenne de cette série.

4-1-2. Méthode d’analyse de l’homogénéité des séries climatologiques

Les données climatiques traduisent en général l’évolution spontanée du système naturel (Bigot, 2002). L’étude de leur homogénéité ou de leur stationnarité renseigne sur la climatologie d’une région donnée. Concernant le bassin versant de la Bagoé, cette étude a conduit à l’analyse des anomalies pluviométriques et à la détection des ruptures climatiques (pluviométriques) et hydrologiques. Les anomalies pluviométriques, mises en évidence par les fluctuations des indices de pluies et des moyennes mobiles, ont la particularité de révéler dans une série chronologique de pluie, l’existence de périodes à pluviométrie homogène. Ces périodes permettent de définir des périodes et/ou tendances climatiques au sein de ladite série à travers la succession des excédents et des déficits pluviométriques. Les ruptures quant à elles, révèlent l’existence de dates charnières (UICN-BRAO et al., 2003) à l’intérieur des séries hydroclimatiques pour indiquer des changements dans le régime du climat de la région étudiée. La détection des ruptures met en jeu plusieurs tests paramétriques et non-paramétriques. Les plus utilisés à savoir : le test de Pettitt et la segmentation de Hubert, réputés pour leur robustesse (Lubès-Niel et al., 1998 ; Kingumbi et al., 2000 ; Bigot, 2002 ;

Lemaître, 2002 ; Berthelot et al., 2004 ; Ardoin-Bardin, 2004 ; Kouassi, 2007) sont les tests retenus dans ce travail.

4-1-2-1. Détermination des périodes humides et sèches

Cette analyse s’appuie sur l’examen des fluctuations des indices pluviométriques ou indices de Nicholson et des moyennes mobiles.

L’indice de Nicholson (Ip) est une variable centrée réduite qui traduit l’écart de la pluie d’une année Xi à la pluie moyenne de la période considérée par rapport à l’écart type. Cet écart indique soit des excédents, soit des déficits pluviométriques annuels. L’expression mathématique de cet indice est donnée par la formule de l’équation 12 notée :

Pi  P I P  (12)  Avec :

Pi = total des pluies de l’année i ; P = module pluviométrique interannuel de la chronique considérée ;  = écart type de cette chronique. Disposant d’une longue chronique d’observations pluviométriques, la moyenne mobile est calculée pour étudier les grandes tendances de cette chronique. Elle se détermine généralement pour un nombre d’années impaires. Par exemple dans le cas présent, pour une période de glissement de cinq (5) ans, elle s’obtient par la formule de l’équation 13 notée :

1 5 1 6 1 7 1 n4 M1   X i ; M 2  X i ; M3   X i ; M n   X i (13) 5 i1 5 i2 5 i3 5 in Avec :

M1,…, Mn = moyenne mobile de l’année i à l’année n de la série ;

Xi = précipitations annuelles des années 1 à 5 ; 2 à 6 ; 3 à 7 ; et ainsi de suite.

La grille de valeurs Mi obtenue, permet de construire la courbe dite des moyennes mobiles. Les moyennes mobiles sont portées en ordonnée et les années correspondantes en abscisse. Cette courbe amortit les variations brusques, élimine totalement les valeurs extrêmes et fait apparaître les longues tendances ou cycles.

4-1-2-2. Détermination des ruptures au sein d’une série hydroclimatique

4-1-2-2-1. Test de rupture de Pettitt

Ce test, déjà expérimenté dans de nombreux travaux (Lubès-Niel et al., 1998 ; Paturel et al., 1998 ; Servat et al., 1998 ; Kingumbi et al., 2000 ; Bigot, 2002 ; Lemaître, 2002 ; Berthelot et al., 2004 ; Kouassi, 2007), admet dans son principe que toute série de données chronologiques est constituée d’une séquence de variables aléatoires indépendantes

X1, X2,…, XN. Cette séquence est supposée présenter une rupture à une date  si les

Xt (t=1,…,-1) ont une distribution commune notée F1(X), différente de la distribution commune F2(X) des Xt(t= +1,…, N). F1(X) et F2(X) sont deux subdivisons de la série principale. Dans ce contexte, le test de l’hypothèse H0 : =N de non rupture par rapport à l’hypothèse alternative H1 : 1≤

t N U t,N   Dij (14) i1 j t 1

Cette formulation permet de tester l’appartenance des deux échantillons (X1,…,Xt) et

(Xt+1,…,XN) à la même population. Ut,N est considérée pour les valeurs de t comprises entre 1 et N. L’hypothèse H0 de non rupture contre l’hypothèse H1 de rupture est testée par la variable

KN de l’équation 15 notée :

(15)    maxU t,N

La probabilité de non-dépassement approximative d’une valeur k, eu égard à la théorie des rangs, est donnée par la formule de l’équation 16 notée :

2 3 2 (16) ProbKN  k  2expo(6 /(N  N ))

L’hypothèse H0 est rejetée si pour un risque  de première espèce, la probabilité donnée est inférieure à . La série présentera à cet effet une rupture à la date t= définissant KN. Ce test, sensible à un changement de moyenne de la série étudiée, est un test sur le rang.

4-1-2-2-2. Procédure de segmentation de Hubert

Cette approche définie par Hubert et al., (1989) et expérimentée par plusieurs auteurs (Carbonnel et Hubert, 1994 ; Lubès-Niel et al., 1998 ; Hubert et al., 1998 ; Kingumbi et al., 2000 ; Auterives, 2002 ; Kouassi, 2007, etc.) convient pour la recherche d’une ou plusieurs ruptures dans une série temporelle. Dans la pratique, la série initiale est découpée en m segments ou sous-série selon la technique des moindres carrés (m>1) de telle sorte que la moyenne calculée sur tout segment soit significativement différente de la moyenne du/ou des segment(s) voisin(s). La partition de cette série en m segments est une segmentation d’ordre m. L’opération de segmentation se déroule comme suit : ième Soit ik, k = 1, 2,…, m, le rang dans la série initiale de l’extrémité terminale du k segment ;

ième X k la moyenne du k segment ; Dm, l’écart quadratique entre la série et la segmentation considérée s’obtient par la formule de l’équation 17 notée :

km

Dm   dk (17) k1

ik 2 Avec : dk  (Xi Xk ) de sorte que dk soit le minimum possible. iik11

La segmentation retenue au terme de l’opération est telle que pour un ordre m de segmentation donné, l’écart quadratique Dm soit minimum et que les moyennes des deux segments contigus soient significativement différentes. Cette contrainte est satisfaite par le test de Scheffé qui repose sur le concept de contraste. La procédure de segmentation de Hubert peut être considérée comme un test de stationnarité. Si la procédure ne produit pas de segmentation acceptable d’ordre supérieur ou égale à 2, l’hypothèse de stationnarité de la série est acceptée.

4-1-2-2-3. Estimation des déficits ou excédents produits par les ruptures

L’influence climatique ou hydrologique des ruptures identifiées dans les séries hydroclimatiques est appréciée par le calcul de déficits ou excédent noté (D), à partir de la formule de l’équation 18 notée : x  x D  j i (18) xi Avec : D = déficit ou excédent ;

= moyenne des variations du paramètre hydroclimatique après la rupture ; x j

xi = moyenne des variations du paramètre hydroclimatique avant la rupture ;

4-1-3. Analyse fréquentielle de la persistance de la sécheresse

L’analyse des fréquences des pluies par rapport à la nature d’une année (sèche, normale ou humide) de la chronique observée concourt à apprécier la sévérité du climat dans une région (Bergaoui et Alouini, 2001). Cette sévérité, traduite par la persistance de la sécheresse, se mesure par la fréquence associée à la hauteur totale annuelle de pluie enregistrée. Les fréquences expérimentales d’une série pluviométrique sont déterminées soit au non-dépassement, soit au dépassement. Au non-dépassement, les pluies annuelles de la série sont classées en ordre croissant et la fréquence au non-dépassement (F(x)) de chaque hauteur de pluie est obtenue selon la formule de l’équation 19 notée :

i 1 F X   i n 2n (19)

Avec : n = nombre d’années d’observations (taille de la séries) ; i = rang d’une pluie donnée dans la série pluviométrique rangée dans l’ordre croissant.

Les fréquences au dépassement notées F1(x) sont déduites des fréquences au non-dépassement comme suit : F1(x) = 1-F(x). Pour appréhender l’effet des sécheresses par le taux d’années sèches et juger de leur persistance à partir de l’étude des fréquences des pluies, le procédé revient à classifier les fréquences des pluies selon le tableau XII (Bergaoui et Alouini, 2001).

Tableau XII : Classe de sécheresse en fonction des fréquences des pluies Classes Fréquence de non-dépassement Fréquence de dépassement Très sèche F < 0,15 F ≤ 0,85 Sèche 0,15 ≤ F < 0,35 0,85 ≤ F < 0,65 Normale 0,35 ≤ F < 0,65 0,65 ≤ F < 0,35 Humide 0,65 ≤ F < 0,85 0,35 ≤ F < 0,15 Très humide F ≥ 0,85 F < 0,15

4-1-4. Approche de l’analyse spatiale de la variabilité des précipitations

4-1-4-1. Définition d’un nouvel espace géographique d’investigation

L’analyse de la variabilité spatiale des précipitations à l’image des travaux de Paturel et al. (1997 b ; 1998) et ceux de Bigot et al. (2005), requiert un nombre important de postes pluviométriques dotés de mesures de pluies de longue chronique. De même, elle se fait sur un espace géographique de vaste étendue offrant une bonne répartition spatiale de ces stations pluviométriques. Pour satisfaire cette disposition, l’analyse de la variabilité spatiale de la pluviométrie est conduite d’Est en Ouest depuis les localités de Bouna, Téhini et Bondoukou jusqu’aux localités de Touba, Odienné et Tienko. Il s’agit de la partie nord du territoire ivoirien, comprise entre les 8e et 11e parallèles (figure 13). Ce nouvel espace d’une superficie d’environ 137400 km2, couvre un grand nombre de stations pluviométriques.

Figure 12 : Cadre de l’analyse spatiale décennale des précipitations

Parmi ces stations, 19 ont été sélectionnées parce qu’elles sont géographiquement bien reparties et dotées de chroniques de pluies homogènes et quasi-ininterrompues de 1960 à 2000. La disponibilité de ces chroniques de pluies permet d’analyser les fluctuations spatiales de la pluviométrie sur quatre décennies à savoir : 1961-1970, 1971-1980, 1981-1990 et 1991- 2000. Les mesures pluviométriques desdites stations ont servi à constituer des données de

50 pluies moyennes décennales par station sur les quatre décennies à l’aide des pluies totales annuelles. C’est à partir de ces données de pluies moyennes décennales que la variabilité spatiale des précipitations sur l’espace défini est abordée. Cette étude a consisté à l’analyse quantitative des surfaces couvertes par les trajectoires des isohyètes au pas de temps décennal. La méthode des isohyètes (Chuzéville, 1990), utilisée dans la détermination de la lame d’eau moyenne précipitée sur un bassin, est mise en œuvre.

4-1-4-2. Evaluation de l’évolution des isohyètes

A l’aide des coordonnées géographiques de chaque station, les pluies moyennes décennales sont spatialisées par krigeage, pour construire la courbe de l’évolution des isohyètes. Cette opération aboutit à la conception des cartes d’isovaleurs de pluies décennales ou réseau des isohyètes décennales. Les isohyètes sont définies selon un pas de 100 mm (Benoit, 1977). Entre deux isohyètes, la répartition des pluies est supposée uniforme, de sorte que l’extension spatiale ou l’influence d’une isohyète est quantifiée par l’aire (UICN-BRAO et al., 2003) qu’il y a entre l’isohyète (i) et l’isohyète (i+100). L’aire obtenue est attribué à l’isohyète moyenne [i+(i+100)]/2 soit (2i+100)/2 pour constituer une grille de données de surface couverte par isohyète moyenne par décennie. Il devient ainsi possible d’apprécier les fluctuations spatiales des précipitations dans l’ensemble nord de la Côte d’Ivoire. Ces fluctuations indiquent soit une régression (baisse de la pluviosité) soit une progression (hausse de la pluviosité). Les données d’aires couvertes par les isohyètes pour une décennie donnée sont utilisées pour l’analyse des fluctuations spatiales (régressives ou progressives) de la pluviométrie dans le Nord de la Côte d’Ivoire. Ces fluctuations sont suivies préférentiellement d’Est en Ouest. Une fluctuation régressive sera importante au fur et à mesure que les isohyètes vont s’enfoncer dans l’Ouest et disparaître du territoire ivoirien.

4-1-4-3. Mise en évidence de la baisse spatiale des pluies par la régression des isohyètes

L’analyse de la baisse spatiale des pluies dans le Nord de la Côte d’Ivoire à partir de la dynamique décennale de la trajectoire des isohyètes nécessite l’usage de repères climatiques. A l’échelle temporelle, la décennie 1961-1970 incluse dans la période 1950-1970 reconnue humide en Afrique de l’Ouest (Janicot et Fontaine, 1993 ; Bamba et al., 1997), exprime une période de bonne pluviométrie dans le Nord de la Côte d’Ivoire. Elle est à juste titre retenue comme référence décennale dans l’analyse de la régression spatiale des pluies. La structuration spatiale des isohyètes des autres décennies est par conséquent comparée à celle

51 des isohyètes de la décennie de référence pour mettre en évidence la régression pluviométrique. Cette régression se traduira par une diminution des surfaces couvertes par les isohyètes au cours des quatre décennies. L’expression individuelle des isohyètes dans la compréhension de cette régression a nécessité également la définition d’une isohyète de référence. L’isohyète 1200 mm plus proche de la valeur moyenne des pluies moyennes décennales (1196,77 mm) calculée sur l’ensemble des 19 stations sélectionnées, est retenue comme isohyète de référence. Cette isohyète exprime mieux la pluviométrie moyenne dans le Nord de la Côte d’Ivoire au cours de la période 1961-2000 à la différence de l’isohyète 1300 mm utilisée par Bigot et al. (2005) sur l’ensemble du territoire ivoirien dans le même contexte. L’exploitation des données d’aire couverte par isohyète moyenne pour apprécier la baisse des précipitations s’est faite à deux niveaux. Dans un premier temps, des classes d’isohyètes sont définies en tenant compte des pluies moyennes (tableau XIII) enregistrées aux différentes stations retenues sur les quatre décennies.

Tableau XIII : Moyennes pluviométriques inter-décennales des stations étudiées (mm) Moyenne minimale Moyenne Moyenne maximale 993,92 (1000) 1196,77 ( 1200) 1485,52 ( 1500)

Trois classes ont ainsi été constituées : ‐ les isohyètes de faibles pluviométries (IfP), intervalle [800-1150] mm ; ‐ les isohyètes de moyennes pluviométries (ImP), intervalle ] 1150-1450] mm et ; ‐ les isohyètes de fortes pluviométries (IFP), intervalle ]1450-1750] mm. NB : Ce découpage pluviométrique est strictement fonction des pluviométries enregistrées en Côte d’Ivoire et particulièrement sur le secteur d’étude. Dans un second temps, cette perception a conduit à la définition d’isohyètes permanentes. Il s’agit ici d’une analyse fondée sur le comportement des isohyètes qui ont persisté sur les quatre décennies. La caractérisation du schéma général des isohyètes permet une évaluation des ressources en eaux disponibles pour chaque décennie à travers le calcul des lames d’eau décennales (Ledec). Ces quantités d’eau sont obtenues sur la base la formule de l’équation 20 notée :

1 (20) Le dec ( m )   (S i  Pi ) S Avec :

Ledec = lame d’eau décennale (m) disponible ;

Pi = hauteur de pluie (m) de l’isohyète (i) ;

Si = surface couverte (m²) par l’isohyète (i) ; S = surface totale (m²) du secteur étudié.

4-2. Evaluation de l’impact de la variabilité des précipitations et de la recharge

L’évidence de la variabilité spatio-temporelle des précipitations sur le bassin versant de la Bagoé induit l’analyse de son impact sur les ressources naturelles, en particulier les ressources en eau. Cette analyse correspond à l’étude du comportement hydrologique du bassin à partir de l’analyse du régime de l’écoulement de la Bagoé et de l’évaluation de la recharge des réservoirs souterrains. L’étude du régime de l’écoulement est conduite par l’analyse de la relation pluie-débit à travers les variations de quelques paramètres hydrologiques de l’écoulement, suivie de la modélisation du comportement hydrologique du bassin. Bien avant de présenter ces différentes méthodes, il faut signaler que le choix de la série des débits de la station hydrométrique de Kouto, indiqué dans le chapitre des données, impose de définir un nouvel espace pour analyser le comportement du bassin.

4-2-1. Choix de l’espace d’analyse du comportement hydrologique du bassin

Le choix des débits de la station de Kouto, eu égard aux conditions et critères de qualité de données qu’elle remplit, restreint l’analyse de la réponse du bassin à un nouvel espace défini autour de ladite station qui en devient l’exutoire. En effet, au plan hydrologique, la station de Kouto mesure les écoulements de tous les affluents de la Bagoé situés en son amont. En aval de ce point, la Bagoé continue de recevoir des apports de nombreux autres affluents dont le Katiananka. Il est donc prévisible, malgré toutes les formes de pertes d’eau du bilan hydrologique (Réméniéras, 1972 ; El-Jabil et Rousselle, 1987 ; Laborde, 2000), que les débits mesurés en aval en d’autres points de la Bagoé telle que la station de Papara, soient nettement supérieurs à ceux de la station de Kouto. Cela justifie le choix de ce nouvel espace qui, pour les besoins de l’étude est baptisé «sous-bassin versant de Kouto» (figure 14).

Figure 13 : Sous-bassin versant de Kouto défini pour analyser l’impact de la variabilité des précipitations sur les ressources en eau.

4-2-2. Paramètres hydrologiques de l’écoulement

Ces paramètres aident à la compréhension du fonctionnement hydrologique d’un bassin et sa participation au cycle hydrologique de l’eau. Il s’agit entre autres : de la lame d’eau écoulée, du coefficient d’écoulement, du volume d’eau supposé écoulée annuellement sur le bassin (mesuré à l’exutoire), du coefficient de tarissement et du volume d’eau mobilisée par les réservoirs souterrains et restitué au lit du cours d’eau pour assurer l’écoulement superficiel. La lame d’eau annuelle écoulée ou lame d’eau équivalente (Le) est la hauteur (fictive) d’une nappe d’eau superficielle uniformément repartie sur une surface horizontale égale à la surface du bassin et dont le volume est égal à celui écoulé au droit de la station de mesure pendant la période étudiée. Son expression mathématique est donnée par la formule de l’équation 21 notée :

Q 3  31536 (m / s) Le(mm / an)  (21) S (km 2 ) Avec : Le = lame d’eau annuelle écoulée (mm) ; Q = module annuel (débit moyen) de la série (m3/s) ; S = surface totale du bassin (km²). Le coefficient d’écoulement annuel (Ke) traduit le rendement d’un bassin au cours des années. Il se détermine à partir de la lame d’eau précipitée (P) et de la lame d’eau écoulée (Le),* par la formule de l’équation 22 notée :

Le Ke  P (22)

Avec : Ke = coefficient d’écoulement annuel ; Le = lame d’eau écoulée (mm) ; P = lame d’eau précipitée (mm).

Ses variantes en années quinquennale (Ke5) et décennale (Ke10) sèches se calculent par les expressions des équations 23 (Durand, 1996) notées :

Ke 5  0,7 Ke ; Ke 10  0,5Ke (23)

Avec : Ke = coefficient d’écoulement annuel ;

Ke5 = coefficient d’écoulement en année quinquennale sèche ;

Ke10 = coefficient d’écoulement en année décennale sèche. Le volume annuel d’eau (Ve) écoulée sur un bassin versant mesuré au droit d’une station hydrométrique prend en compte le coefficient d’écoulement (Ke), la lame d’eau moyenne annuelle précipitée (P) et la surface (S) dudit bassin. Il se détermine par la formule de l’équation 24 notée (in Dagnoko, 2001) :

Ve  ( KePS ) / 10 3 (24)

Avec : Ve = volume d’eau écoulé (m3) ; Ke = coefficient d’écoulement annuel ; P = lame d’eau annuelle précipitée (mm) ; S = surface du bassin (km²).

En années quinquennale (Ve5) et décennale (Ve10) sèches, ce volume se détermine par les formules des équations 25 notées :

3 3 Ve5  (Ke5 P5S)/10 Ve10  (Ke10 P10S)/10 (25)

Avec : 3 Ve5 = volume d’eau écoulé (m ) en année quinquennale sèche ; 3 Ve10 = volume d’eau écoulé (m ) en année décennale sèche.

4-2-3. Caractérisation du tarissement et évaluation du volume d’eau mobilisé

L’étude du tarissement d’un cours d’eau ramène à caractériser ce dernier par sa loi de tarissement qui nécessite la détermination de son coefficient de tarissement. Ce coefficient se détermine par la loi de Maillet formulée par l’expression de l’équation 26 notée :

 t (26) QQet  0 Avec :

Qt = débit à l’instant (t) ;

Q0 = débit à l’instant (t0) ou débit initial ; t = temps en jours ;  = coefficient de tarissement,

Le coefficient de tarissement () est déduit du logarithme de l’expression de l’équation 26 précédente, qui se note (équation 27) :

logQQ log   0 t (27) 0,4343t

Ce coefficient est fonction des caractéristiques physiques du milieu. Il est généralement constant pour un même aquifère. Partant de ce coefficient, il est possible de déterminer quantitativement le volume de la réserve hydrogéologique susceptible d’alimenter l’écoulement superficiel. Cette détermination se fait soit par approche graphique à partir de la courbe de tarissement soit par le calcul à l’aide des équations 28 notées :

  Q 3  86400 V  Q dt  Q et  V  (m / s) (28) mobilisé t 0 t 0 mobilisé 0 0 

Avec : 3 Q0 = débit initial (m /s) ; Q = débit moyen (m3/s) ; α = coefficient de tarissement. L’étude du tarissement est conduite à partir des relevés journaliers de débits couvrant la période sèche. Cette période est caractérisée soit par un faible cumul des précipitations météoriques (http://www.cacg.fr/pages/bulletin/index.asp), soit par leur absence totale. Le débit initial (Q0) pour la série constituée, correspond au débit journalier le plus élevé. Ces débits de la période sèche sont portés sur un graphique logarithmique pour construire la courbe de tarissement. Pour cette courbe, le temps est porté en abscisse et les débits en ordonnées. L’analyse de tous ces paramètres liés à l’écoulement de la Bagoé explicite la réponse du bassin en matière de ressources en eau face à la variabilité spatio-temporelle des précipitations. La modélisation de cette réponse par le modèle conceptuel global GR2M (Mouélhi, 2003), fait l’objet du développement suivant.

4-2-4. Modèle conceptuel global GR2M

La mise en œuvre du modèle conceptuel global GR2M répond au souci de comprendre et d’apprécier l’impact de la variabilité du climat sur le bassin.

4-2-4-1. Principe et fonctionnement du modèle GR2M

Le modèle GR2M est constitué d'un réservoir de production ou réservoir «sol» régissant sa fonction de production de capacité maximale et d'un réservoir «eau gravitaire» ou réservoir de routage régissant sa fonction de transfert. D’une grande simplicité, il permet de simuler les débits au pas de temps mensuel. Il comporte deux paramètres X1 et X2 à caler. Le premier paramètre (X1) représente la capacité maximale du réservoir «sol». Le second (X2) représente le paramètre d’échanges souterrains au niveau du réservoir «eau gravitaire». Dans le principe de fonctionnement de ce modèle : ‐ une fraction de la pluie mensuelle reçue par le bassin participe à l’écoulement direct ; ‐ le niveau du réservoir qui représente le stock d’eau évolue en fonction de la fraction de pluie restante. L’évapotranspiration potentielle (ETP) quant à elle, évolue par l’intermédiaire d’une évapotranspiration réelle (ETR) ; ‐ la vidange progressive de ce stock d’eau produit l’écoulement retardé (ou lent). Ce fonctionnement se traduit mathématiquement par les huit étapes de la figure 15.

Figure 14 : Description schématique du fonctionnement du modèle GR2M

Ces étapes sont décrites comme suit :

‐ Soit φ=tanh (P/X1), le niveau (S) du stock d’eau dans le réservoir de production

devient (S1) sous l’action de la pluie P et s’obtient par l’équation 1 de la figure 15 où

le paramètre X1 (capacité du réservoir) est positif et exprimé en mm ;

‐ Il s’en suit une contribution à l’écoulement P1 donnée par l’équation 2 de la figure 15 ;

‐ En posant Ψ=tanh (E/X1), le niveau S1 devient S2 sous l’effet de l’évapotranspiration E calculée par l’équation 3 (figure 15) ;

‐ Le réservoir de production se vidange ensuite en une percolation P2 et son niveau S, prêt pour les calculs du mois suivant, est alors donné par l’équation 4 (figure 15) tel

que P2=S2-S ;

‐ La pluie totale P3 qui atteint le réservoir de routage s’obtient selon l’équation 5 (figure 15) ;

‐ Le réservoir de routage dont le niveau d’eau en début du mois est R, devient R1 suivant l’équation 6 (figure 15) ; ‐ A cette étape s’effectuent les échanges souterrains entre le réservoir de routage et le milieu extérieur. A la suite de ces échanges, le niveau d’eau dans le réservoir devient

R2 calculé par l’équation 7 (figure 15) avec le paramètre X2 positif et adimensionnel ; ‐ Le réservoir de routage, de capacité fixée à 60 mm, se vidange et le débit Q à la sortie du modèle est obtenu par l’équation 8 (figure 15). Le niveau d’eau restant dans le

réservoir de routage, pour le calcul du mois suivant, est tel que : R=R2-Q.

4-2-4-2. Mise en œuvre du modèle GR2M

La mise en œuvre du modèle consiste à effectuer des calages suivis de contrôles ou validations avec des séries de données différentes d’une phase à l’autre. En calage, les paramètres du modèle sont ajustés à partir d’une série de valeurs pour tenter de reproduire au mieux la réponse du bassin, exprimée par les variations de la lame d’eau écoulée. En validation, la pertinence et la qualité du calage effectué sont testées en appliquant le jeu de paramètres calés (X1 et X2) à une série de valeurs n’ayant pas servi au calage. La validation certifie que le modèle possède une précision suffisante pour les applications attendues. Cette démarche revient donc à rechercher les sous-séries issues des séries hydroclimatiques entières qui permettent d’obtenir les meilleures simulations de la réponse du bassin. Pour ce faire, deux procédés sont couramment utilisés pour découper les séries hydroclimatiques : le découpage suivant les périodes climatiques homogènes (Ardoin-Bardin, 2004) et le découpage suivant le procédé du split-sample test (Klemes, 1986 in Perrin, 2000). Le découpage des séries hydroclimatiques en périodes climatiques homogènes exprime les singularités climatiques d’un bassin. Le calage des paramètres du modèle (X1 et X2) sur de telles périodes semble augmenter les performances du critère de Nash (Ardoin- Bardin, 2004), critère retenu pour apprécier la qualité de la simulation. Le procédé du split-sample test ramène à constituer deux sous-séries correspondant l’une aux deux tiers (2/3) de la série entière et l’autre au tiers (1/3). Les paramètres (X1 et X2) du modèle sont calés sur la sous-série des deux tiers (2/3) et validés sur la sous-série du tiers (1/3) et vice-versa.

A la suite de Ardoin-Bardin (2004), les deux procédés de découpage des séries hydroclimatiques en sous-séries ont été imbriqués en constituant des sous-séries à l’intérieur des périodes climatiques à partir du procédé du split-sample test. Toutes les sous-séries constituées alors pour mener les simulations de la réaction du bassin par le modèle GR2M sont résumées dans le tableau XIV.

Tableau XIV : Synthèse des sous-séries hydroclimatiques constituées Sous-séries hydroclimatiques constituées Méthode de découpage des séries hydroclimatiques Première sous-série Deuxième sous-série Découpage climatique Période humide (1961-1975) Période sèche (1976-1986) Split-sample test 1961-1969 1970-1986 Période humide 1961-1965 1966-1975 Imbrication des deux méthodes Période sèche 1976-1978 1979-1986

4-2-4-3. Critère de qualité de l’ajustement du modèle GR2M

La qualité de l’ajustement du modèle GR2M se juge par les valeurs du critère de Nash (Nash et Sutcliffe, 1970 in Varado, 2004) à la suite de chaque simulation. Ce critère est celui qui globalement permet d’obtenir les meilleurs calages (Perrin, 2000 ; Servat et al., 1989 in Mouelhi, 2003). Il est adimensionnel et résulte de la somme du carré des écarts entre les racines carrées des débits observés et ceux générés par le modèle. Ce critère se calcule selon la formule de l’équation 29 notée :

2  Q i  Q i     0 c   Nash  100 1 i (29)  2  Q i  Q i   0 m   i  Avec :

i i Q0 et Qc = respectivement débits mensuels observés et calculés ;

i Qm = débit moyen 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 (Berthier, 2005) : ‐ 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%.

Cependant, un critère de moins de 60% ne donne pas une concordance satisfaisante entre les hydrogrammes observés et simulés par le modèle (Berthier, 2005).

4-2-4-4. Constitution des données requises pour la mise en œuvre du modèle GR2M

Le modèle GR2M est un modèle de bilan d’eau qui utilise en entrée les données d’évapotranspiration potentielle (ETP) et les pluies moyennes représentatives de la pluviométrie du bassin. Les débits interviennent pour le calage des paramètres du modèle en vue d’évaluer sa performance. Ces données hydroclimatiques ainsi listées (P, ETP et Q) sont harmonisées en lames d’eau c’est-à-dire exprimées en (mm). Les données d’ETP utilisées sont obtenues à partir des températures de la station synoptique d’Odienné, étant donné l’inexistence de pareilles données sur le bassin versant de la Bagoé. La méthode de Thornthwaite est utilisée pour leur détermination. Son expression mathématique est donnée par la formule de l’équation 30 notée :

a  10   ETP  1,6   F ( ) ( mm )  I 

tel que : a  6 ,75 .10  7 I 3  7 ,71 .10  5 I 2  1,79 .10  2 I  0 ,49239 et (30)

1 , 514    i     5  Avec : θ = température moyenne en °C de la période considérée, mesurée sous abri ; I = indice thermique annuel, somme des douze indices thermiques mensuels i ; F(λ) = coefficient de correction, fonction de la latitude et du mois. Les données de pluies moyennes représentatives de la pluviométrie du bassin sont constituées à partir de la méthode de Thiessen après avoir comblé les lacunes contenues dans les séries de pluies de toutes les stations circonscrites par le bassin. Les données de débits utilisées sont celles de la station hydrométrique de Kouto. En effet, cette station, située sur la Bagoé (cours d’eau), constitue l’exutoire du sous-bassin défini pour analyser la réponse hydrologique du bassin. Les débits mesurés reflètent les contributions de tous les affluents de la Bagoé situés en amont de cette station hydrométrique.

4-2-5. Evaluation de la recharge des réservoirs souterrains

L’estimation de la recharge des réservoirs souterrains du bassin versant de la Bagoé est axée sur le bilan hydrologique. Cette recharge est appréciée à partir des fluctuations de l’infiltration (I), un terme de ce bilan qui participe avec l’ETR à l’expression des pertes des eaux de précipitations (P) reçues par le bassin (Chuzéville, 1990). Ces pertes sont définies par rapport à l’écoulement (R) des cours d’eau du bassin. La relation du bilan hydrologique est donnée par la formule de l’équation 31 qui se note :

P (ETRR)I  I  P(ETRR) (31) Avec : P = pluie (mm) ; R = ruissellement (mm) ; ETR = évapotranspiration réelle (mm) ; I = infiltration (mm). L’ETR est obtenue à partir de la formule de Turc indiquée par la formule de l’équation 32 qui se note : P (32) ETR  P2 0,9 L2 Avec : P = pluie moyenne mensuelle (mm) ; L = fonction de la température (T) tel que L = 300+25T+0,05T-1. Le choix de cette méthode pour déterminer la lame d’eau évapotranspirée réelle tient compte des données disponibles. La méthodologie ci-dessus mise en œuvre pour appréhender l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau rend compte de cet impact dans le temps depuis 1961 à 1986. Au plan spatial et saisonnier, la perception de cet impact conduit à l’étude de l’état hydrique du bassin versant de la Bagoé, basée sur l’analyse de l’état d’humidité de son réseau hydrographique. La démarche méthodologique de cette étude qui se veut donner des éléments de compréhension de la récession hydrique saisonnière dans cette partie nord de la Côte d’Ivoire, est décrite ci-dessous.

4-3. Méthodologie d’étude de l’état hydrique saisonnier du bassin versant de la Bagoé

L’étude de l’état hydrique du bassin versant de la Bagoé est axée sur l’analyse de la dynamique de l’humidité de son réseau hydrographique de la période humide à la période sèche. Très hiérarchisé, ce réseau est sensible à la variabilité climatique manifestée par une régression pluriannuelle et spatiale des précipitations (UICN-BRAO et al., 2003). Cette régression des précipitations induit une baisse sensible des cours d’eau du bassin. De sorte que le niveau de ces cours d’eau diminue plus ou moins fortement pour s’assécher partiellement ou totalement tout au long de l’année. Les fluctuations saisonnières du réseau hydrographique ainsi produites, définissent l’état hydrique des bassins versants de ces régions d’une saison à une autre. La connaissance de cet état hydrique en période humide et en période sèche est la préoccupation du présent chapitre qui se consacre au développement d’une méthodologie d’approche. Cette méthodologie se fonde sur la nécessité de réaliser des supports cartographiques qui rendent compte de l’état hydrique du bassin en période humide et en période sèche. Les images satellitaires et les cartes topographiques couvrant la région sont exploitées à cet effet.

4-3-1. Utilisation de l’imagerie satellitaire

L’observation spatiale du réseau hydrographique pendant un cycle saisonnier ne peut, de manière exhaustive, être possible qu’à partir d’une vue aérienne. Partant de cette considération, cette partie du travail va utiliser les images satellitaires pour établir l’état hydrique saisonnier du bassin. Ces images reflètent en effet les caractéristiques de toute surface du globe observée dans sa complexité et renseignent sur les changements saisonniers et interannuels (Leblanc, 2002) qui l’ont affectée à une date donnée. Elles offrent donc une vue synoptique du secteur d’étude tout en permettant d’y extraire divers types d’informations et synthétiser des données d’intérêts en fonction de l’usage souhaité. Dans le présent travail, les longueurs des drains humides des cours d’eau constituent les données recherchées. Leur obtention nécessite la cartographie du réseau hydrographique. Pour y arriver, l’image satellitaire doit d’abord faire l’objet d’une préparation préalable à la lumière des différentes techniques et procédés de traitement d’image requis en télédétection. Cette préparation comme l’ont indiqué Kouamé et al. (1999), se résume à des traitements classiques préliminaires qui sont des corrections radiométriques et géométriques, diverses opérations de filtrages, de rehaussement et de combinaisons de bandes, de mosaïque de scènes, etc. Toute cette démarche qui a fait l’objet de plusieurs travaux (Bariou, 1978 ;

Savadogo, 1982 ; Bonn et Rochon, 1992 ; Biémi, 1992 ; Savané, 1997 ; Kouamé, 1999 ; Saley, 2003 ; Jourda, 2005, etc.), génère des images transformées d’où sont extraites les informations désirées. Les images ETM+ de Landsat utilisées dans ce travail sont les scènes 198-053 du 20 octobre 2000, 198-053 du 21 décembre 1999 et 197-053 du 31 janvier 2000. Selon la grille du découpage des images Landsat, le bassin versant de la Bagoé repose en grande partie sur la scène 198-053. L’image 198-053 du 20 octobre 2000 est utilisée pour rendre compte de l’état hydrique du bassin en période humide. Plus proche de la fin de la saison des pluies dans la région, cette image se situe à moins d’un mois de la deuxième phase la plus marquée des hautes eaux se produisant courant septembre-octobre (NEA, 1978). Elle se révèle donc adéquate pour rendre compte de cet état hydrique du bassin en période humide dans les conditions hydrologiques stabilisées du bassin. De plus, elle reste l’unique acquisition de qualité acceptable de cette période de l’année (www.landsat.org ; http://35.8.163.122/access7/access5g.asp?sensor=etm&Parow1=197054 &tilesNum=1&cloud=10). Son utilisation répond au besoin de disposer d’au moins une image par saison climatique. Elle palie ainsi le déficit d’image constaté en 1999 en période humide. Mais elle présente toutefois une couverture nuageuse (figure 16). Ces nuages couvrent environ 8,6% de la surface totale du bassin versant de la Bagoé. Les zones nuageuses sont fortement concentrées aux extrémités nord et sud-est du bassin. Ainsi, la plus grande surface du bassin (92,4%) reste dégagée, rendant l’image exploitable. De ce fait, les parties nuageuses, sans informations au sol, ont donc été ignorées lors de l’extraction des drains humides des cours d’eau sur les deux périodes. La restriction d’espace ainsi faite est appliquée aux autres supports de données de drains humides. Ainsi, il y a homogénéité d’espace d’étude de l’état hydrique du bassin, mise en œuvre par l’analyse de la dynamique de l’assèchement de ses cours d’eau de la période humide à la période sèche.

Figure 15 : Aperçu de la couverture nuageuse de la scène 198-053 du 20 octobre 2000 (ETM+4-3-2)

L’image 198-053 du 21 décembre 1999 est utilisée pour rendre compte de l’état hydrique du bassin en période sèche. Elle se situe à environ trois mois de la fin des pluies. Il s’agit pratiquement de la moitié de la période sèche qui dure environ 6 à 8 mois (NEA, 1978). Pour cela, la mi-saison sèche est définie comme période de l’analyse diagnostique de l’état hydrique du bassin. L’image 197-053 du 31 janvier 2000 est marquée par un écart temporel considérable de quarante jours par rapport à l’image du 21 décembre 1999. Compte tenu de la sensibilité avérée des phénomènes hydrologiques à l’échelle de temps en occurrence l’assèchement des cours d’eau, cette scène est utilisée spécifiquement pour montrer l’ampleur de l’assèchement des cours d’eau à la surface du bassin au cours de la période sèche. L’état hydrique du bassin correspond à son niveau d’humidité défini par l’ensemble des drains humides de ses cours d’eau à une période donnée de l’année. Il est estimé par le

65 biais des longueurs des drains humides des cours d’eau. Ce terme est défini pour quantifier et suivre les fluctuations multi-dates de l’humidité du bassin. Les données de longueurs de drains humides sont constituées par la longueur des portions des cours d’eau du réseau hydrographique qui contiennent encore de l’eau ou sont humides à une période d’observation donnée de l’année. Ce terme quantificatif adopté est inspiré de celui défini par Bouchnak et al. (2004) à savoir la « longueur de ravins ou ravines par unité de surface » pour quantifier le phénomène de ravinement en Tunisie Centrale. La constitution des données de longueurs de drains humides pour traduire les états hydriques en période humide et en période sèche du bassin versant de la Bagoé, a nécessité l’exploitation conjointe des images satellitaires indiquées plus haut et de cartes topographiques mosaïquées au 1/200000. Il s’agit des cartes des degrés carrés de Niellé, Tengréla, Boundiali et Odienné. Constituant des sources fiables d’informations validées de terrains, leur mosaïque a permis d’extraire le réseau hydrographique global (RHG) du bassin, utilisé comme réseau de référence pour la reconnaissance du tracé des cours d’eau sur les images et la digitalisation de leurs portions humides. L’usage de ce réseau rend aisée cette cartographie en faisant abstraction des zones humides liées à la présence de végétations vertes auxquelles sont aussi sensibles les indices d’humidité utilisés. La procédure d’extraction et de constitution des longueurs de drains humides est résumée par l’organigramme de la figure 17. Elle part de la reconnaissance des surfaces hydriques sur les images pour en discriminer les différentes occurrences selon que les cours d’eau contiennent encore de l’eau ou bien qu’ils sont totalement asséchés. Par la suite, à partir des images résultant du calcul des indices d’humidité et/ou de compositions colorées auxquelles sont superposées le réseau hydrographique global (RHG), est constituée la carte ou le réseau des drains humides des cours d’eau. C’est à partir de ces cartes que les données de longueurs de drains humides sont alors constituées en période humide et en période sèche.

Figure 16 : Organigramme descriptif du procédé d’obtention des données de drains humides

La description des différentes étapes des traitements et procédés mis en œuvre pour parvenir à synthétiser les données de longueurs humides fait l’objet des développements ci-dessous.

4-3-1-1. Reconnaissance des surfaces hydriques sur les images satellitaires

La reconnaissance des plans d’eau sur les images satellitaires repose sur la connaissance des propriétés radiométriques ou spectrales des différentes bandes des scènes ETM+ de Landsat. Suivant la fenêtre spectrale, chacune des sept bandes et/ou de la bande panchromatique détecte au sol des éléments spécifiques. La reconnaissance des surfaces hydriques restera donc liée à leurs occurrences particulières sur chaque bande, dans le visible tout comme dans l’infrarouge, le moyen ou le proche infrarouge et dans le thermique. La baisse significative des réponses spectrales dans les différents niveaux d’infrarouge est fortement corrélée avec la présence d’eau (Hubert-Moy, 1994). Cela en fait des bandes d’intérêts car, les niveaux des signaux en rapport avec les étendues d’eau dans ces bandes contrastent fortement avec la végétation et les sols nus (Hubert-Moy, 1994). De plus, la plupart des indices utilisés dans l’identification de ces surfaces hydriques utilisent de préférence ces bandes dont les longueurs d’ondes sont comprises entre 0,8 et 2,3 µm. Les bandes du visible sont aussi utiles parce qu’elles donnent des précisons sur la qualité de l’eau telle que sa turbidité et sa couleur (Hubert-Moy, 1994). Il existe toutefois des ambiguïtés au niveau des pixels décrivant la présence d’eau lorsqu’il s’agit de galerie forestière ou de plan d’eau ayant un fort recouvrement de matières en suspension ou de sédiments. Les forêts galeries se développent le long de certains cours d’eau de sorte que sur les images, leur talweg reste souligné par la végétation et la surface libre des cours d’eau demeure difficilement perceptible. L’utilisation d’indices spectraux aide à lever cette équivoque pour une discrimination optimale des surfaces hydriques. En général ces indices représentent des variables numériques qui caractérisent un phénomène. Leur intérêt réside dans l’aide à l’interprétation des images et des données de télédétection (Chikhaoui et al., 2004). Concernant cette étude, les indices utilisés sont les indices d’humidité (IH) de Nonguierma (1994 b), les indices de végétation (I1) et (I2) de Hubert-Moy (1994) et de deux indices du Tasseled cap (ENVI et al., 2004) à savoir le Wetness index (indice d’humidité) et le Brightness index (indice de brillance des sols). Recensés dans le tableau XV, ils ont été définis par leurs auteurs pour étudier l’humidité, d’où l’intérêt qui leur est porté dans ce travail. En effet, Nonguierma a défini ses indices d’humidité, au nombre de cinq, pour étudier l’engorgement des bas-fonds rizicoles au Burkina-Faso. Hubert-Moy a utilisé ses deux indices pour appréhender les zones inondables en France. Le Wetness et le Brightness sont des

68 indices d’humidité et de brillance des sols que calcule le logiciel ENVI au même titre que divers autres indices tels que les indices de végétation (NVI, DVI, NDVI). L’indice de brillance des sols présente la particularité d’être très sensible au type de sol et aux différents types de végétations qui se développent sur ces sols (http://www2.ac-toulouse.fr/mesoe /sommaire/peda/lexique.htm). Dépendant fortement des ombres portées par le soleil, il demeure sensible à la saison de l’année, par conséquent à l’assèchement des cours d’eau. D’où l’intérêt d’expérimenter sa sensibilité à la discrimination des portions humides et des portions totalement asséchées des cours d’eau.

Tableau XV : Expression mathématique des indices sélectionnés Indices Symbole Expressions mathématiques

IH1 TM 4  TM 5 TM 4 IH2 TM 5 TM 4  TM 5  Humidité de Nonguierma (1994) IH3 TM 4  TM 5 TM 3  TM 5  0 ,5 IH4 TM 4  TM 3  0 ,5 TM 4  TM 5  0 ,5 IH5 TM 4  TM 3  0 ,5

I1 I 1 PIR Vert Végétation de Hubert-Moy (1994) R ouge I  I2 2 PIR Vert Wetness Index = 0,1509ETM1 + 0,1973ETM2 + 0,3279ETM3 WI Tasseled (indice d’humidité) + 0,3406ETM4 - 0,7112ETM5 - 0,4572ETM7 Cap Brigthness Index = 0,3037ETM1 + 0,2793ETM2 + 0,4743ETM3 BI (indice de brillance) + 0,5585ETM4 + 0,5082ETM5 + 0,1863ETM7

Les images résultant du calcul de ces indices caractérisent différemment le réseau hydrographique à travers les variations de leurs niveaux de gris. L’examen de cette gamme de gris favorise la cartographie de l’information hydrique désirée directement sur ces images résultantes. Ces indices sont comparés entre eux sur la base de leur aptitude à favoriser une bonne discrimination des drains humides des cours d’eau sur les images résultant de leur calcul. A ces indices s’ajoute l’exploitation judicieuse de compositions colorées des bandes (initiales) du visible, des différents niveaux d’infrarouge, du thermique et de la bande panchromatique. Bien entendu, ces différentes bandes ont été ré-échantillonnées pour avoir la même résolution spatiale afin de pouvoir les combiner dans les canaux RGB (R=RED ou rouge, G=GREEN ou vert et B=BLUE ou bleu) autorisant les compositions colorées. Les différentes compositions colorées obtenues rendent compte des changements de comportement spectral des différents éléments (sol, eau, végétation), donc de leur état

69 apprécié par leur coloration. L’interprétation visuelle qui s’en suit conduit à la cartographie vectorielle de l’état hydrique du bassin en période humide et en période sèche. Cette cartographie s’appuie sur la morphologie saisonnière du réseau hydrographique qu’il convient de définir.

4-3-1-2. Morphologie saisonnière des cours d’eau

Etant donné les conditions climatiques de la région en particulier et de la Côte d’Ivoire en général, il est prévisible que les états de surface (Houssa et al., 1998 a ; Puech, 2000 ; Bigot et al., 2005) des ressources naturelles soient influencés. Fort de cela, le réseau hydrographique présentera une morphologie typique de la période de l’année, décrite par trois observations majeures. En effet, tout le long d’un cours d’eau peuvent subsister des portions ou surfaces toujours en eau (Hubert-Moy, 1994), des portions fraîchement asséchées mais encore humides auxquelles sont sensibles les indices d’humidité et des portions totalement sèches. Ces trois aspects essentiels de l’occurrence des cours d’eau rendent compte de la variabilité de leur contenu en eau de leur lit majeur à leur lit mineur, de la saison des pluies à la saison sèche et au cours de la saison sèche. Les deux premiers aspects définissent l’état d’humidité ou état hydrique du bassin à une période d’observation donnée. La discrimination morphologique ainsi faite, aide à l’examen de l’occurrence des cours d’eau sur les images. Il existe une panoplie de démarches usitées dans l’exploitation des images de télédétection (Chikhaoui et al., 2004). Fort de cela, l’examen de l’occurrence des cours d’eau pour extraire le réseau des drains humides du bassin, s’appuiera sur une analyse qualitative (Bonn et Rochon, 1992 ; Nonguierma, 1994 a) c’est-à-dire visuelle des images à l’écran (Massart, 1994 ; Girard, 1995 ; Biémi et al., 1998 ; Koussoubé et Savadogo, 2000). Elle est basée sur l’appréciation des différentes colorations (compositions colorées) et/ou teintes (indices calculés) que prennent les trois aspects décrits. Sur le bassin, la discrimination des trois aspects d’occurrences des cours d’eau d’une période à une autre ou au cours de la même période a conduit à observer les grandes retenues d’eau de surfaces (barrages) visibles sur les images. Cette observation consistant à décrire l’état des cours d’eau suivant leur coloration quand il s’agit de compositions colorées ou leur teinte dans le cas des indices d’humidité calculés, s’appuie sur l’hypothèse suivante : au cours de la période sèche, les retenues d’eau telles que les nombreux barrages collinaires (Cecchi, 1998), hydro-agricoles et pastoraux qui parsèment les régions nord du pays, contiennent encore de l’eau. Ces quantités d’eau sont fonction de la dimension de ces ouvrages hydrauliques, des conditions hydroclimatiques et/ou du microclimat de leur environnement

70 immédiat. Les propriétés géotechniques, géologiques et pédologiques des substratums qui abritent ces ouvrages conditionnent aussi cette pérennité. Il est donc possible d’observer ces trois occurrences ou états probables des cours d’eau au niveau de ces ouvrages et leurs environnements immédiats. Pour ce faire, le barrage de Nafoun situé à proximité du bassin versant de la Bagoé au Sud-Est, bien visible sur la scène 198-053, d’une capacité de stockage de 60 millions de m3 d’eau (DCGTx, 1996), est utilisé comme référence d’analyse. Il est construit sur le Lotchouho, un affluent important du fleuve Bou (ANADER-GTZ, 1996). Appartenant au système hydrologique du Bandama blanc (région de Korhogo), ce barrage se signale par sa taille de grande envergure, analogue aux retenues d’eau de grande capacité réalisées pour des besoins agricoles (DCGTx, 1996). Construits en majorité dans les départements de Korhogo et Ferkessédougou, lesdits ouvrages desservent généralement des plantations industrielles (SODESUCRE, Ferké). Il en est de même des stations expérimentales du Centre National de Recherches Agronomiques (CNRA) du Nord (station et barrage de Lataha, Korhogo) (Agrar und Hydrotechnik Gmbh et al., 1986 a).

4-3-1-3. Extraction des drains humides

L’étude du comportement (fluctuation) saisonnier des cours d’eau du bassin versant de la Bagoé repose sur la comparaison de deux supports cartographiques de son état hydrique. Le premier support est la carte du réseau des drains humides en période humide (RDHPH) du bassin. Il est utilisé en tant que référence de l’humidité du bassin en période humide ou période des hautes eaux du bassin. Le second support est la carte du réseau des drains humides des cours d’eau du bassin au cours de la saison sèche par exemple à la mi-saison sèche (RDHMSS) en décembre. Cette carte-ci rend compte de l’état hydrique du bassin à une date donnée de la période sèche. Ces deux cartes sont extraites des images obtenues du calcul des indices définis plus haut suivant toute une procédure qui vise uniquement la cartographie des portions humides des cours d’eau. Pour cela, le réseau hydrographique global (RHG) est utilisé comme réseau de référence pour la reconnaissance du réseau hydrographique sur les images et la cartographie exclusive des drains humides des cours d’eau. Il est à cet effet superposé aux images résultant du calcul des indices d’humidité. Ainsi, il est possible d’éviter de cartographier les zones humides suscitées par la végétation verte également révélées par les indices calculés. Les portions humides, en fonction de leur teinte d’occurrence, sont alors digitalisées le long du tracé des cours d’eau souligné par le réseau hydrographique global (figure 18). Les données de longueurs de drains humides s’obtiennent à partir des cartes du

71 réseau des drains humides des cours d’eau réalisées à la suite de toute l’opération de digitalisation. L’analyse des fluctuations des longueurs de drains humides de la période humide à la période sèche permet d’apprécier la dynamique de l’état hydrique du bassin au cours de la saison sèche.

4-3-2. Exploitation des données de longueurs de drains humides des cours d’eau

L’analyse des fluctuations saisonnières des cours d’eau sur le bassin est faite à l’aide des données de longueurs de drains humides constituées. Pour ce faire, les cartes du réseau des drains humides en période humide et en période sèche sont discrétisées en longueur de drains par maille (Ettarid et al., 1998). L’aire du bassin est alors maillée suivant un carroyage de 5 km de côté adapté à l’étude spatiale des variables hydroclimatiques et hydrogéologiques dans le Nord de la Côte d’Ivoire (Jourda, 2005). Les densités de drains humides par maille obtenues, sont ensuite regroupées pour définir des classes de densités selon un pas de 5 km. Ce sont : ‐ la classe I des très faibles densités de drains (0-5 km/maille) ; ‐ la classe II des faibles densités de drains (5-10 km/maille) ; ‐ la classe III des densités moyennes de drains (10-15 km/maille) et ; ‐ la classe IV des fortes densités de drains (15-20 km/maille). L’effectif d’une classe est le nombre de mailles dont les densités sont définies par ladite classe. L’analyse de ces classes de densités est complétée par des tableaux et graphes offrant une bonne perception du comportement saisonnier des cours d’eau en période sèche. Ce comportement qui traduit les difficultés d’approvisionnement en eau dans la région, est mis en relation avec les variables hydroclimatiques par couplage aux densités de drains humides. Le couplage envisagé vise à expliciter l’état hydrique qui prévaut sur le bassin comme résultant de l’action du climat nonobstant les conditions naturelles et anthropiques inhérentes à ce milieu physique.

Figure 17 : Procédure d'extraction des longueurs de drains humides des cours d'eau

Conclusion partielle

Tout projet d’aménagement du territoire, destiné à assurer le bien-être des populations dans le Nord de la Côte d’Ivoire, nécessite une bonne maîtrise des ressources en eau. Il est indispensable dans cette entreprise de disposer d’une connaissance conséquente de la ressource et de son milieu. Dans cette partie du travail, il a été question d’exposer en les coordonnant, le matériel (données et moyens) et les diverses méthodes, procédés et techniques pour définir une méthodologie d’approche. Cette méthodologie part de l’analyse statistique spatiale et temporelle des pluies en tant que principale source de constitution des ressources en eau dans le contexte actuel de la variabilité et des changements du climat. Elle insiste sur l’étude de l’impact de cette variabilité spatio-temporelle du climat sur l’écoulement pour s’achever par l’étude de la dynamique de l’état hydrique du bassin illustrant les fluctuations saisonnières de ses ressources en eau par l’analyse de l’assèchement saisonnier des cours d’eau. L’interprétation et la discussion des divers résultats de cette démarche font l’objet de la troisième partie de ce travail.

TROISIEME PARTIE : RESULTATS ET DISCUSSION

TROISIEME PARTIE :

RESULTATS ET DISCUSSION

Chapitre 5 : VARIABILITE DES PRECIPITATIONS SUR LE BV DE LA BAGOE

5-1. Variabilité temporelle des précipitations

5-1-1. Caractéristiques statistiques de la pluviométrie

Les variables statistiques de la pluviométrie du bassin, analysées à partir de la très longue série des pluies de la station climatique de Boundiali, sont indiquées dans le tableau XVI. Il s’agit des pluies totales annuelles observées de 1928 à 2000.

Tableau XVI : Description statistique sommaire de la pluviométrie à la station de Boundiali

Coefficient de Intervalle de Max (mm) Min (mm) Moyenne (mm) Ecart type (mm) variation variation (mm) 2298 783 1397,049 319,818 0,229 1515

La pluviométrie annuelle au cours de la période d’observation fluctue entre 783 et 2298 mm. Ces précipitations extrêmes se sont produites à deux années d’intervalle. La plus importante a été enregistrée en 1965 et la plus faible en 1967. La réalisation moyenne de l’événement pluvieux se fait à hauteur de 1397,047 mm, avec un écart type égal à 319,818 mm. Elle est marquée par une faible variabilité du fait de son faible coefficient de variation (0,229). L’important écart (1515 mm) qui sépare les deux lames d’eau extrêmes précipitées, enregistrées seulement à deux années d’intervalle, montre l’hétérogénéité de l’événement pluvieux et le contraste entre les hauteurs d’eau enregistrées. Ces caractéristiques statistiques démontrent de la variabilité des précipitations sur le bassin depuis 1928 jusqu’en 2000, s’illustrant par une succession d’évènements pluvieux différents.

5-1-2. Mise en évidence des événements climatiques

5-1-2-1. Découpages climatiques : analyse des indices de pluie et des moyennes mobiles

Les fluctuations générales des indices de pluie (Ip) ou indices de Nicholson couplées à celles des moyennes mobiles sont illustrées à la figure 19.

Figure 18 : Variations couplées des indices pluviométriques et des moyennes mobiles

La valeur moyenne interannuelle de l’indice de pluie, négative et beaucoup négligeable (Ip = -3,569.10-16), décrit une baisse faiblement perceptible des précipitations à la station pluviométrique de Boundiali depuis 1928. Toutefois, ses fluctuations générales sur toute la période d’observation font ressortir trois grandes périodes climatiques : ‐ une période sèche allant de 1928 à 1949 ; ‐ une période humide allant de 1950 à 1975 et ; ‐ une autre période sèche allant de 1976 à 2000.

Longue de 22 ans, la période sèche de 1928-1949, présente une lame d’eau moyenne précipitée de 1298,26 mm et un Ip moyen égale à -0,352. Cette période est marquée par un déficit pluviométrique égal à -118,9 mm. La période humide, longue de 26 années, s’est signalée sur le bassin plus précisément à la station de Boundiali par un excédent pluvieux de 202,32 mm pour une pluviométrie moyenne de 1600,25 mm. Cet excédent de pluie est indiqué par un Ip moyen positif égal à 0,733. Toutefois, cette période humide reste marquée par l’occurrence de séquences sèches (Sultant et al., 2005), ayant concerné les années 1956, 1958-1961 et 1967-1969 caractérisées par des pluviométries inferieures à la moyenne interannuelle. Particulièrement celle de l’année 1967 constitue la pluviométrie la plus faible de cette série. La période sèche (1976-2000) succédant à l’unique période humide est longue de 25 ans. Elle se manifeste par une sécheresse plus rude car le déficit pluviométrique induit par la

77 pluviométrie moyenne enregistrée sur cette période (1233 mm) a atteint -164,93 mm tout comme l’atteste son Ip moyen négatif (-0,453). Les moyennes mobiles déterminées sur les périodes impaires de 11, 15 et 25 ans, ressortent mieux les tendances climatiques. Les courbes de leurs variations moyennes, régressent au fur et à mesure que la période de calcul est calée sur un nombre impair plus grand. L’allure générale de ces courbes (précédente figure 19), se ramollit et leur amplitude diminue. Leur intersection avec la droite représentant la pluie moyenne interannuelle du bassin, donne un découpage de la série des pluies de Boundiali en trois phases : ‐ une phase négative allant de 1928 à 1948 ; ‐ une phase positive allant de 1949 à 1975 et ; ‐ une autre phase négative s’étalant de 1976 à 2000.

Au cours de la première phase, les trois courbes fluctuent au dessous de la pluviométrie moyenne. Cette phase décrit des pluviométries déficitaires. La seconde phase s’illustre par des courbes de moyennes mobiles qui fluctuent au dessus de la moyenne interannuelle. C’est une phase d’excédents pluviométriques. Au niveau de la troisième phase, les courbes fluctuent également au dessous de la moyenne interannuelle. C’est donc une autre phase de déficits pluviométriques. Les différentes phases climatiques révélées par les fluctuations des moyennes mobiles coïncident avec le découpage climatique obtenu par les fluctuations de l’indice pluviométrique de Nicholson. Le bassin versant de la Bagoé a donc connu deux grandes phases ou périodes sèches (1928-1948(9) et 1976-2000) séparées par une période de bonne humidité (1949(50)-1975). Sur l’ensemble de la chronique, l’intensité des deux périodes sèches a été statistiquement atténuée par celle de l’unique période humide. Ainsi, se perçoit faiblement la tendance à la baisse généralisée des précipitations sur le bassin à la station de Boundiali. Au sein de cette chronique existent probablement des ruptures climatiques marquant aussi la manifestation de la variabilité climatique dans la région. L’analyse de ces ruptures a suscité l’exploitation du test de rupture de Pettitt et de la méthode de segmentation de Hubert.

5-1-2-2. Analyse des ruptures climatiques par les méthodes de Pettitt et de Hubert

Les fluctuations de la variable U du test de Pettitt, calculées pour chaque année de la chronique d’étude et, couplées à celles de l’indice pluviométrique Ip, sont représentées à la figure 20. La courbe de la variable U du test de Pettitt présente une phase négative et une phase positive par rapport à l’axe des abscisses. Chaque phase comporte une partie descendante et une partie ascendante, marquée par une pointe d’amplitude. Les parties ascendantes et descendantes expriment l’étalement sur deux périodes climatiques, indiquées par les indices pluviométriques, des deux phases décrites par les fluctuations des variables U du test de Pettitt.

Figure 19 : Fluctuations couplées de la variable U du test de Pettitt et de la pluviométrie

La phase négative part de 1928 à 1963 et est à cheval sur la période sèche de 1928 à 1949, qu’elle balaie entièrement et l’unique phase humide. Elle est marquée par une pointe d’amplitude de la variable U (sa plus faible valeur) d’intensité -303 signalée en 1949. La phase positive débute dans la période humide en 1964 pour s’étaler sur toute la période sèche de 1976 à 2000. Elle présente la pointe d’amplitude la plus forte de la variable U sur toute la chronique. Cette pointe d’amplitude de valeur 474 est observée en 1975. Les deux pointes d’amplitudes identifiées sont l’indication de la présence probable de deux ruptures en moyenne dans la série des pluies de Boundiali : une rupture en 1949 et une autre en 1975. Ces ruptures sont révélées au seuil de signification de 90% car à ce seuil, l’hypothèse H0 de stationnarité de la série des pluies traduisant l’absence de rupture est rejetée. Selon le principe de ce test qui ne révèle qu’une seule rupture en moyenne, la rupture

79 de 1975 est la plus significative. C’est donc la rupture principale. En effet, à cette date, la lame d’eau précipitée sur le bassin ayant atteint 1504 mm, correspond à un excédent de 105,95 mm de pluie. Juste après cette date, en 1976, la série a enregistré un déficit pluviométrique très important (-131,05 mm). Ceci explique l’importance de cette rupture qui rompt la tendance à l’accroissement des pluies constatée de 1950 à 1975 et consacre la fin de l’unique phase humide du bassin. Antérieurement à la principale rupture, la pointe d’amplitude de la phase négative révèle une probable rupture secondaire. En effet, survenue en 1949, cette rupture probable marque le passage d’une phase à pluviométrie déficitaire (période sèche de 1928-1949) à une phase à pluviométrie excédentaire (période humide 1950-1975). Le contraste pluviométrique très marqué entre les lames d’eau enregistrées en 1949 (déficit pluviométrique = -98,05 mm) et 1950 (excédent pluviométrique = 203,95 mm) conforte la présence de cette seconde rupture. La principale rupture de 1975 et celle probable de 1949, mises en évidence par le test de Pettitt, expriment des variations brusques de la pluviométrie entre l’année de rupture et l’année d’après. Ces années sont soit excédentaires pour l’année de la rupture et déficitaires l’année d’après et vice-versa. En ne s’en tenant qu’à la rupture la plus significative de 1975, cette rupture climatique a engendré sur le bassin un déficit pluviométrique de l’ordre de 15% au cours de la période 1976-2000. La concordance entre ces ruptures et le découpage climatique est illustrée par la figure 21.

Figure 20 : Chronologie des caractéristiques climatiques de la série des pluies de la station de Boundiali

L’existence de ruptures dans la série des pluies de Boundiali conduit par le test de Pettitt est confrontée avec la méthode non-paramétrique de Hubert. La segmentation de la série des pluies de Boundiali par la méthode de Hubert a donné trois segments dont la représentation graphique couplée aux fluctuations pluviométriques est illustrée à la figure 22.

Figure 21 : Illustration de la segmentation de la série des pluies de Boundiali par la procédure de Hubert

Le premier segment, long de 41 années, part de 1928 à 1969 avec une moyenne pluviométrique de 1405,43 mm soit un écart quasi-insignifiant de 7,50 mm de pluie par rapport à la pluviométrie moyenne du bassin. Cela démontre de l’influence des années de pluies déficitaires sur celles des années excédentaires durant la période de 1928 à 1969. L’exemple remarquable de cet état de fait se perçoit par l’appartenance à ce segment des deux événements pluvieux extrêmes produits à deux ans d’intervalle sur le bassin. En effet, la lame d’eau maximale (2298 mm) précipitée sur le bassin en 1965 a été fortement nivelée par la lame d’eau minimale (783 mm) enregistrée en 1967. Cette influence correspond à un nivellement statistique des précipitations autour de la moyenne interannuelle du bassin au cours de la période décrite par ce segment. Le second segment, le plus court (5 ans), débute en 1970 et prend fin en 1974. Cette courte extension temporelle est sanctionnée par une pluie moyenne de 2030 mm, très supérieure à la pluie moyenne du bassin. En effet, aucune des années décrites par ce segment

81 n’a enregistrée de pluviométrie déficitaire vis-à-vis de la moyenne interannuelle. Au cours de ces cinq années, les lames d’eau précipitées sur le bassin ont fluctué entre 1739 et 2280 mm. Ce segment traduit donc une situation de très bonne pluviométrie sur le bassin contrairement au premier qui lui reflète sa pluviométrie moyenne. Le dernier segment, moins long que le premier (25 ans), s’étend de 1975 à 2000. Sa pluviométrie moyenne (1261,79 mm) est au-dessous de la moyenne interannuelle, soit un écart de 135,249 mm. Il illustre nettement une période de déficit au niveau de la lame d’eau précipitée. Ce segment coïncide avec la période sèche de 1976-2000, révélée par les fluctuations de l’indice pluviométrique. L’existence de ces trois segments consacre la non-stationnarité de la série des pluies de Boundiali. Elle atteste la présence de ruptures au sein de cette série tout comme l’a révélé le test de Pettitt. Les trois segments indiquent deux ruptures qui se sont produites respectivement entre 1969-1970 et 1974-1975. Contrairement au test de Pettitt, ces deux ruptures sont très proches. Toutefois, la rupture de 1974-1975 correspond à la rupture également révélée par le test de Pettitt en tant que principale rupture de la série des pluies de la station pluviométrique de Boundiali. Les deux méthodes de détection de ruptures ont mis en évidence l’existence d’hétérogénéités au sein de la série des pluies de Boundiali. Ces hétérogénéités, traduisant des changements dans la réalisation moyenne des pluies, sont l’expression de la variabilité temporelle des précipitations ou variabilité climatique depuis 1928 jusqu’à 2000 sur le bassin versant de la Bagoé. L’existence de la principale rupture de 1975, soldée par un déficit pluviométrique de 15% est formellement avérée par ces deux méthodes. Une seconde rupture a été mise en évidence par le test de segmentation de Hubert entre 1969 et 1970. Le test de Pettit aurait été sensible à une rupture secondaire probable qui se serait produit en 1949. L’existence de deux périodes sèches (1928-1949 ; 1976-2000) et des ruptures climatiques identifiées, démontre que le bassin versant de la Bagoé, à l’instar des autres bassins de la sous-région ouest-africaine, a connu des années de sécheresses. L’analyse de la persistance de la sécheresse est abordée ci-dessous pour davantage appréhender l’expression de la variabilité climatique sur le bassin.

5-1-2-3. Persistance de la sécheresse sur le bassin

L’étude de la persistance de la sécheresse sur le bassin versant de la Bagoé a donné le tableau XVIII.

Tableau XVII : Caractéristiques climatiques des années de la série chronologique des pluies de la station de Boundiali

P CS Années NbA CS %A CS VP (mm) moy.CS P - P (mm) (mm) moy moy.CS 1977, 1979, 1946, De 1967, 1983, 1993, 783 12 16,45 1010,37 -386,67 1942, 1935, 2000, à

Très sèche 1997, 1948, 1961 1100 26 35,62 -308,63 1947, 1934, 1943, De 1984, 1928, 1958, 1118 1996, 1982, 1978, 14 19,15 1166,46 -230,585 à Sèche Sèche 1956, 1990, 1936, 1222 1959, 1987 1989, 1981, 1976, 1930, 1991, 1998, De 1940, 1986, 1938, 1239 1949, 1960, 1980, 21 28,75 1345,42 -51,63 à 1992, 1932, 1968, Normale Normale 1478 1944, 1985, 1941, 1995, 1933, 1939 1937, 1975, 1931, De 1929, 1945, 1969, 1492 1963, 1962, 1988, 15 20,55 1582,41 185,36 à

Humide Humide 1973, 1952, 1955, 1739 1964, 1950, 1999 26 35,62 377,33 1994, 1966, 1953, De 1951, 1971, 1957, 1760 11 15,1 1966,36 569,31 1972, 1954, 1974, à 1970, 1965 2298 Très humide Très humide

CS = classe de sécheresse ;

Pmoy.CS = Pluie moyenne de la classe de sécheresse (mm) ; VP = Variation des hauteurs de pluie dans la classe de fréquence (mm) ; NbA CS = nombre d’années de la classe de sécheresse ; %A CS = pourcentage d’année dans la classe de sécheresse ;

Pmoy = Pluie moyenne (1928-2000) station de Boundiali (Pmoy = 1397,047 mm).

D’après le tableau XVIII, sur les 73 années de la série des pluies de Boundiali, 35,63% sont des années sèches donc à pluviométrie déficitaire. Parmi ces années, les plus déficitaires constituent 16,45% marquées par un déficit moyen de -386,67 mm. La proportion globale d’années sèches est identique à celle des années humides. Toutefois, l’ensemble des années

83 sèches s’exprime avec un déficit moyen égal à -308,63 mm de pluie tandis que l’excédent moyen qui caractérise les années humides est de l’ordre de +377,34 mm. Les années identifiées comme normales au nombre de 21 pour une proportion de 28,75%, s’illustrent par un déficit moyen de -52 mm de pluie par rapport à la pluviométrie moyenne du bassin. Ces supposées années normales comptent donc pour des années sèches, de sorte que la proportion réelle d’années sèches se rapporte à 64,38% contre 35,62% d’années humides. Ainsi cette analyse se rapproche des conclusions de celle des indices pluviométriques de Nicholson et des moyennes mobiles pour démontrer l’action des années sèches sur le bassin traduite par la baisse des précipitations dans la région. Les trois périodes climatiques identifiées, associées aux ruptures climatiques décelées dont celle de 1975 est la plus significative, et à la manifestation de la persistance de la sécheresse par 64,38% d’années sèches, expriment la variabilité temporelle des précipitations sur le bassin. Que peut-il en être de cette variabilité au plan spatial ? Cette préoccupation est analysée par l’étude décennale de la dynamique spatiale des isohyètes de 1960 à 2000.

5-2. Variabilité spatiale des pluies dans le Nord de la Côte d’Ivoire

5-2-1. Analyse qualitative des fluctuations décennales de la pluviométrie de 1961 à 2000

5-2-1-1. Dynamique décennale de la pluviométrie dans le Nord de la Côte d’Ivoire

L’analyse de la dynamique spatiale de la pluviométrie dans le Nord de la Côte d’Ivoire s’appuie sur les données synthétiques de pluies moyennes décennales (tableau XIX), constituées à partir des mesures pluviométriques de dix-neuf stations retenues. La trajectoire des isohyètes réalisée (figure 23) à partir de ces données pour les quatre décennies de l’étude a permis d’apprécier la dynamique spatiale de la pluviométrie qui s’exprime par le déplacement d’Est en Ouest des isohyètes. Ce déplacement correspond à la régression spatiale des précipitations. Cette régression s’observe par la disparition de certaines isohyètes de fortes pluviométries à l’Ouest de la zone d’étude. Il s’agit des isohyètes 1700 et 1600 mm. Elles sont remplacées par des isohyètes de faibles pluviométries (900, 1000 et 1100 mm) qui apparaissent à l’Est. Cette régression est fortement exprimée au cours des trois premières décennies pendant lesquelles les isohyètes de fortes pluviométries ont disparu.

Tableau XVIII : Pluies moyennes décennales du Nord de la Côte d’Ivoire (1961-2000)

Pluviométries moyennes décennales (mm) Stations Longitudes Latitudes 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000 Bondoukou 2°47'00"W 8°03'00"N 1157,77 1121,15 1031,28 1053,39 Bouna 2°59'00"W 9°16'00"N 1049,5 966,6 1000,6 958,99 Boundiali 6°28'00"W 9°31'00"N 1564,7 1528,3 1253,39 1303,27 Dabakala 4°26'00"W 8°23'00"N 1264,24 926,7 900,22 967,63 Dembasso 6°24'00"W 9°41'00"N 1227,62 1050,36 1081,6 1238,7 Ferkéssédougou 5°13'00"W 9°35'30"N 1278,92 1117,74 843,37 819,48 Katiola 5°06'00"W 8°08'00"N 1271,24 1093,71 868,89 1119,36 Korhogo 5°37'00"W 9°26'00"N 1378,2 1259,9 1291,66 1216,38 Kouto 6°25'00"W 9°54'00"N 1423,87 1177,57 1132,54 1216,133 Madinani 6°57'00"W 9°37'00"N 1499,4 1392,93 1312,24 1391,02 Manignan 7°50'00"W 10°00'00"N 1935,98 1401,48 1256,36 1348,28 Mankono 6°11'00"W 8°30'00"N 1170,78 1140,08 1102,42 1136,78 Niakaramandougou 5°17'00"W 8°40'00"N 1127,92 1053,81 984,65 1071,67 Odienné 7°34'00"W 9°30'00"N 1606,31 1544,78 1222,49 1392,24 Ouangolodougou 5°09'00"W 9°58'00"N 1185,94 1001,72 1007,68 903,84 Sanhala 6°51'00"W 10°12'00"N 1358,82 1123,4 1158,81 1374,3 Tafiré 5°09'00"W 9°04'00"N 1073,08 1053,81 1000,78 979,66 Tengréla 6°24'00"W 10°29'00"N 1393,24 1056,96 1047,49 1070,748 Touba 7°41'00"W 8°17'00"N 1287,78 1268,13 1138,89 ?

Sur la figure 23, la décennie de référence 1961-1970 (61-70) présente un gradient NW-SE et l’isohyète 1200 mm divise le secteur d’étude en deux compartiments : à l’Ouest, un compartiment plus arrosé et à l’Est un compartiment sec. C’est au cours de cette décennie que sont présentes les isohyètes de fortes pluviométries (1600 et 1700 mm). Elles vont migrer vers l’Ouest et même disparaître totalement du territoire ivoirien à partir de 1971. Pendant la décennie 1971-1980 (71-80), l’isohyète de référence (1200 mm) s’enfonce aussi dans le Sud. La régression pluviométrique est bien mise en évidence, lorsqu’elle est comparée à la décennie de référence (1961-1970). En effet, les isohyètes 1600 mm et 1700 mm ont déjà disparu à cette période. La décennie 1981-1990 (81-90) est la plus sèche dans le milieu soudano-sahélien. Au cours de cette décennie, l’extrême ouest est resté occupé par l’isohyète de référence (1200 mm). Toutes les isohyètes supérieures ont migré en Guinée. Un léger regain pluviométrique s’observe à la dernière décennie (1991-2000 ou 91-00). Il s’illustre par l’isohyète 1200 mm qui se redéploye vers l’Est. Cette nouvelle dynamique pluviométrique bénéfique dans la région est marquée par la réapparition de l’isohyète 1300 mm, quasi-inexistant au cours de la décennie précédente.

Figure 22 : Dynamique spatiale et décennale des isohyètes de 1961 à 2000 dans le Nord de la C.I.

Pendant les décennies 1961-1970 (61-70), 1971-1980 (71-80) et 1981-1990 (81-90), la régression pluviométrique est remarquable par son intensité et son extension spatiale. Le compartiment oriental sec prend le pas sur le compartiment occidental plus humide. La reprise pluviométrique signalée au cours de la décennie 1991-2000 (91-00) est faible, voire de moindre importance puisque quantitativement, elle n’enregistre pas la réapparition d’isohyètes de forte pluviométrie. De plus, certaines stations météorologiques telles que Korhogo ne semblent pas du tout influencées. En effet, entre les longitudes 5° et 6° Ouest, les pluviométries ont très peu varié de sorte que les isohyètes sont presque toujours orientées dans le sens nord-sud. Mais, cette légère hausse de pluviosité peut être considérée comme une amélioration ou un réajustement spatial des précipitations, signe précurseur d’une préparation à la reprise.

5-2-1-2. Dynamique décennale de la pluviométrie sur le bassin versant de la Bagoé

Le bassin versant de la Bagoé, situé entre 5°30 et 7° longitudes ouest, est resté durant ces quatre décennies sous l’influence des isohyètes 1100, 1200, 1300, 1400 et 1500 mm (figure 24).

Figure 23 : Dynamique décennale des isohyètes sur le BV de la Bagoé de 1961 à 2000

La chute des précipitations sur le bassin s’est manifestée par la disparition des isohyètes 1500, 1400 et 1300 mm au cours des trois premières décennies au profit des isohyètes 1200 et 1100 mm. Dans cette dynamique, la décennie 1981-1990 (81-90) est la décennie où la lame d’eau a le plus baissé sur le bassin. En effet, au cours de cette décennie, le bassin est resté sous l’emprise de deux isohyètes : les isohyètes 1200 et 1100 mm. L’isohyète 1200 mm, faiblement étendue, est localisée dans la partie sud-ouest du bassin tandis que l’isohyète 1100 mm a couvert la quasi-totalité du bassin. L’isohyète 1300 mm qui avait pratiquement disparu la décennie précédente, est réapparue au cours de la décennie 1991-2000 (91-00). Cette dernière décennie est reconnue comme marquant la reprise des précipitations dans le Nord de la Côte d’Ivoire. Peu significative, la reprise de la pluviosité se traduit à l’échelle du bassin versant de la Bagoé par la réapparition dans sa partie sud-ouest de l’isohyète 1300 mm, la progression de l’isohyète 1200 mm vers le Nord du bassin et la diminution de l’extension de l’isohyète 1100 mm. Les fluctuations décennales régressives des isohyètes sont restées sur le bassin autour de la moyenne régionale des pluviométries c’est-à-dire autour de l’isohyète de référence 1200 mm. L’observation de la régression spatiale de la pluviométrie serait donc peu perceptible à l’échelle du bassin de la Bagoé. Cela conforte l’idée d’analyser cette régression spatiale des pluies à l’échelle de toute la région nord.

Comment s’exprime en terme quantitatif cette perception qualitative de l’analyse pluri- décennale de la régression spatiale des pluies dans ce domaine soudano-sahélien à guinéen du Nord de la Côte d’Ivoire ?

5-2-2. Analyse quantitative de la régression spatiale de la pluviométrie de 1961 à 2000

L’analyse qualitative précédente a mis en évidence une baisse généralisée des pluies sur l’espace étudié (Nord de la Côte d’Ivoire), de même que sur le bassin versant de la Bagoé. Cette baisse s’est traduite par la régression généralisée de l’extension des isohyètes dans le sens Est-Ouest marquée par la disparition de certaines isohyètes sur cet espace. La perception quantitative de cette régression basées sur l’analyse des surfaces couvertes par les isohyètes au cours des quatre décennies à travers l’analyse des isohyètes qui ont persisté sur le bassin au cours de ces quatre décennies et l’analyse de classes d’isohyètes, est développé ci-dessous.

5-2-2-1. Quantification de la régression des pluies par analyse d’isohyètes persistantes

La détermination des surfaces couvertes par les isohyètes moyennes au cours de chaque décennie a permis d’identifier sur l’ensemble des quatre décennies des isohyètes

88 persistantes. Ce sont les isohyètes 1050, 1150, 1250 et 1350 mm. La variation de leur taux de couverture décennal est matérialisée par les histogrammes de la figure 24.

40 1150 (mm) 1050 (mm) 35 1250 (mm) 1350 (mm) ) 30

Surface couverte (% 10

0 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000

Décennies

Figure 24 : Fluctuations décennales du taux de couverture des isohyètes persistantes

Bien que régressant, l’isohyète moyenne 1050 mm est la plus étendue sur les trois dernières décennies. Succèdent à celle-ci, les isohyètes moyennes 1150, 1250 et 1350 mm. Les isohyètes moyennes 1050 et 1150 mm, de par leur taux de couverture décennale, sont très expressives de la régression générale des pluies. Ce taux est passé de 37% à 11% des surfaces couvertes d’Est en Ouest au cours des quatre décennies. Malgré cette tendance, l’isohyète 1250 mm affiche une irrégularité dans sa couverture de l’aire d’étude. Cette couverture régresse au cours des deux premières décennies (1961-1970 et 1971-1980) de 23% à 10%. Entre 1981 et 1990, elle est remontée de 10% à environ 24% pour ensuite baisser jusqu’à 9%. L’isohyète 1350 mm par contre, illustre nettement la régression spatiale des pluies au cours des trois premières décennies et la faible reprise de la dernière décennie. En effet, d’environ 94% de taux de couverture au cours de la décennie de référence (1961-1970), le taux de couverture de l’isohyète 1350 est tombé à environ 4% de 1981 à 1990 pour rehausser son extension à 17% au cours de la dernière décennie. L’analyse des isohyètes moyennes persistantes traduit la régression décennale des pluies par le comportement des isohyètes 1050 et 1150 mm. L’isohyète 1350 mm situe cette régression au niveau des trois premières décennies. Aussi annonce-elle une reprise des précipitations au cours de la décennie 1991-2000. Une reprise qui d’ailleurs s’y manifeste par une augmentation de la surface couverte par ladite isohyète en lieu et place d’une réapparition souhaitée d’isohyètes de bonne à très bonne pluviométrie. Quant à l’isohyète 1250, elle s’est

89 illustrée par une irrégularité des surfaces couvertes dans la tendance générale des baisses pluviométriques. Cette analyse fondée essentiellement sur les isohyètes moyennes persistantes, ne rend pas compte de l’effet ou la contribution des autres isohyètes moyennes non persistantes dans la compréhension de la régression décennale et spatiale des pluies. Pour ce faire, trois classes d’isohyètes ont été définies dans la méthodologie : les isohyètes de faibles pluviométries IfP= [800-1150] mm, les isohyètes de moyennes pluviométries ImP=]1150-1450] mm et les isohyètes de fortes pluviométries IFP=]1450-1750] mm. L’analyse des taux de surfaces couvertes par ces classes d’isohyètes au cours des quatre décennies, fait l’objet du développement ci-dessous.

5-2-2-2. Quantification de la régression des pluies par analyse des classes d’isohyètes

Les taux de surface couverte par les classes d’isohyètes sont illustrés par la figure 25.

Figure 25 : Variation du taux de surface couverte par classe d’isohyètes

Sur les quatre décennies, la classe IFP des isohyètes de fortes pluviométries ne s’observe que sur les deux premières décennies. Elle disparaît de l’aire d’étude à partir de la troisième décennie. Par contre, les classes ImP et IfP respectivement des moyennes et des faibles pluviométries sont présentes sur les quatre décennies mais dans des proportions différentes. Dans l’ensemble, les histogrammes de ces classes d’isohyètes traduisent bien que la régression des pluies a été très accentuée de 1971 à 1990. Au cours de ces décennies, l’aire d’étude en générale est restée sous l’influence majeure des isohyètes de faibles pluviométries

(IfP). En effet, la surface couverte par l’ensemble de ces isohyètes est passée de 31% entre 1961 et 1970 à 72% au cours de la période 1981-1990. Cette augmentation s’est faite au détriment de la classe des isohyètes de forte pluviométrie, laquelle a baissé de 19% de taux de couverture entre 1961 et 1970 à 3,69% au cours de la période 1971-1980. Aucune forte pluviométrie n’a été enregistrée au cours de la décennie 1981-1990, de même qu’au cours de la dernière décennie. La classe des pluviométries moyennes (ImP) a également régressé de 1961 à 1990. Au niveau de cette classe, l’augmentation du taux de couverture observé pendant la dernière décennie est significative de la reprise probable des précipitations signalées tantôt. L’analyse quantitative de la régression spatiale des pluies conduite par les classes d’isohyètes expliquent la baisse des précipitations par la forte extension des isohyètes de faibles pluviométries. Ces isohyètes ont couvert d’Est en Ouest l’aire d’étude dans des proportions graduellement importantes de 1961 à 2000. La conséquence de cette situation sur les ressources en eau dans le Nord de la Côte d’Ivoire est la baisse de la lame d’eau décennale précipitée pour alimenter les ressources en eau tant superficielles que souterraines. Comment a donc évolué la lame d’eau précipitée au cours de ces quatre décennies ?

5-2-3. Evolution de la lame d’eau décennale précipitée dans le Nord de la C.I. (1961-2000)

La lame d’eau moyenne précipitée dans le Nord de la Côte d’Ivoire a fluctué au cours des décennies suivant la dynamique décennale des isohyètes. Les variations de cette lame d’eau, dont la valeur de référence, celle de la décennie 1961-1970 (Lref.) est égale à 1694,45 mm, sont traduites par les histogrammes de la figure 26.

1700 y = -60,798x + 1717,3 R2 = 0,6744 1600

1500

1400 Lame d'eau (mm) précipitée 1300 1961–1970 1971–1980 1981–1990 1991–2000

Décennies

Figure 26 : Variation moyenne de la lame d’eau décennale précipitée dans le Nord de la C.I.

D’après la figure 26 et à partir des statistiques des fluctuations de la lame d’eau décennale du tableau XXI, la hauteur d’eau précipitée a diminué fortement de la décennie 1961-1970 à la décennie 1981-1990. Le déficit enregistré a atteint -224,62 mm. Toutefois, une tendance à l’augmentation semble se produire depuis la décennie 1991-2000 où ce déficit a connu une amélioration de l’ordre de 33,76% soit un apport d’environ 56 mm d’eau. Malgré cet apport la lame d’eau moyenne décennale précipitée dans le Nord de la Côte d’Ivoire reste déficitaire par rapport à la période de bonne pluviosité qu’a connu la région au cours de la décennie de référence c’est-à-dire de 1961 à 1970. Ce constat est explicité par la droite de tendance de la figure 27 dont la pente (coefficient de droite) est négative (-60,80).

Tableau XIX : Statistique de la lame d'eau décennale précipitée dans le Nord de la C.I. (1961-2000)

Décennies LDEC (mm) LDEC - Lref. (mm) Observation 1961-1970 1694,45 0 - 1971-1980 1571,43 -123,01 Deficit 1981-1990 1469,82 -224,62 Deficit 1991-2000 1525,66 -168,79 Deficit

NB : Lref. = lame d’eau moyenne précipitée au cours de la décennie de référence (1961-2000) ;

LDEC = lame d’eau moyenne précipitée au cours des autres décennies.

La baisse de la lame d’eau précipitée, exprimant la baisse spatiale et décennale des pluies dans le Nord de la Côte d’Ivoire, est nettement perceptible par rapport à la précédente étude de la variabilité temporelle des précipitations à la station de Boundiali. Toutefois, les deux aspects d’approche de la variabilité climatique (variabilité temporelle et variabilité spatiale) mis en œuvre, que ce soit à la surface du bassin versant de la Bagoé que sur tout le Nord de la Côte d’Ivoire, concluent à la baisse des précipitations.

Tous les résultats obtenus et qui fondent l’étude de la variabilité climatique par le biais de l’analyse de la variabilité des précipitations, sont discutés ci-dessous.

5-3. Discussion des résultats de la variabilité climatique

Les caractéristiques statistiques de la pluviométrie à la surface du bassin versant de la Bagoé, déterminées à partir de la longue chronique des pluies de la station de Boundiali, s’inscrivent dans la gamme de celles des pluviométries enregistrées dans le Nord de la Côte d’Ivoire (régions situées au-dessus du 8e parallèle). Dans ces régions, les lames d’eau moyennes annuelles précipitées varient d’Est en Ouest entre 1000 et 1400 mm (Savané, 1997 ; Kouadio, 2005 ; Jourda, 2005 ; Youan Ta, 2008, etc.). La tendance quasi générale à la

92 baisse des précipitations (Mahé, 2001), ponctuée d’irrégularités interannuelles causées par des déficits pluviométriques annuelles, s’y observe. En effet, les caractéristiques climatiques de cette chronique des pluies du bassin, s’identifient en général à celles de l’Afrique de l’Ouest connues à partir des travaux de Janicot et Fontaine (1993) ; Moron (1996) ; Afouda (1997) ; Makanga Maloba et Samba (1997) ; Paturel et al. (1997 a et b), Servat et al. (1997), Sultant et al. (2005), etc. La baisse de moindre ampleur des précipitations à la station de Boundiali a également été observée dans des contextes climatiques différents de celui du bassin versant de la Bagoé en Côte d’Ivoire. Il s’agit particulièrement des stations pluviométriques de Tabou, Man, Toulepleu et Danané dans l’Ouest de la Côte d’Ivoire où le climat est à dominance montagnard (Kouamé, 1999 ; Saley, 2003). Mais l’exacerbation des déficits pluviométriques connue en Afrique de l’Ouest y est ressentie par l’existence de trois grandes périodes climatiques : deux périodes sèches encadrant une unique période humide, confortée par l’existence de ruptures climatiques dont la plus significative est celle de 1975. La période sèche allant de 1928 à 1949, identifiée également par Janicot et Fontaine (1993) et aussi par Lejiot et Callot (2005), est insuffisamment mise en évidence dans les travaux climatologiques antérieurs car nombre de ces travaux ont porté sur des chroniques débutant généralement autour des années 1940 ou 1950. Il faut tout de même remarquer qu’une partie de cette période sèche est perçue dans la série des pluies d’Odienné (1933-1990) étudiée par Savané (1997) et celle de Korhogo (1944-2000) étudiée par Jourda (2005). Les localités de Korhogo et Odienné, ici citées, sont représentatives au même titre que les localités du bassin versant de la Bagoé, d’un espace géographique au comportement climatique annuel quasi-similaire dont le régime pluviométrique est défini par un hydrogramme unimodal. Cela est dû à l’existence dans cet espace d’une seule saison pluvieuse (Coulibaly, 1978 ; Kientz, 1993) de très courte durée. A ces observations, il faut aussi ajouter que cette période sèche (1928-1949) identifiée sur le bassin versant de la Bagoé n’a pas connu la transition humide de 1922 à 1935 qui sépare les deux périodes sèches (1910-1922 et 1922-1935) identifiée en Afrique de l’Ouest et Centrale non sahélienne au cours de la première moitié du 20e siècle (http://www.mpl.ird.fr/hydrologie/gbt/projets/iccare /khronost.htm). Juste après ladite période sèche (1928-1949), la sous-région a connu une phase humide que plusieurs auteurs ont identifiée à la décade 1950-1970 (Paturel et al., 1997 b). Sur le bassin versant de la Bagoé, cette période humide qui est d’ailleurs l’unique, s’est étalée de 1950 à 1975. Ainsi, la vague des sécheresses des années 1970 qui a causé de nombreuses pertes humaines et dégâts agricoles et pastoraux (Guillaumie et al., 2004), a débuté sur le

93 bassin après l’année 1975. Cette date est aussi l’année où s’est produite la rupture la plus significative que le test de Pettitt et la procédure de segmentation de Hubert ont formellement mise en évidence dans la série des pluies de Boundiali. Kouassi (2007) a également décelé cette rupture sur le bassin versant du N’Zi à la station pluviométrique de M’Bahiakro. Ladite rupture s’inscrit parfaitement dans la période 1968-1980 des principales ruptures identifiées en Côte d’Ivoire (Paturel et al., 1997 b ; Servat et al., 1998 ; Savané et al., 2001 ; Saley, 2003 ; Goula et al., 2005 ; Jourda, 2005 ; Kouadio, 2005 ; Kouassi, 2007 ; Dibi, 2008) et en Afrique de l’Ouest (Hubert et Carbonnel, 1987 ; Hubert et al., 1989 ; Paturel et al., 1997 b ; Ardoin-Bardin, 2004). Par référence à l’année 1970 connue en tant que date charnière (UICN- BRAO et al., 2003) au plan climatique et hydrologique, la rupture de 1975 fait partie des ruptures tardives (Paturel et al., 1997 b ; Brou et al., 1997). Par ailleurs, Paturel et al. (1997 b) ont particulièrement mis en évidence cette principale rupture sur une série de 59 années (1934-1992) d’observation des pluies de la station de Boundiali. Cela suppose que les variations de la pluviométrie moyenne interannuelle du bassin ont été de moindres importances sur le bassin depuis 1928. Goula et al. (2005) ont également fait cette observation dans la région des montagnes à la station pluviométrique de Man. Cette rupture principale a consacré la fin d’une phase de hausse pluviométrique (période humide de 1950 à 1975) et le début d’une phase sèche sur le bassin de la Bagoé tout comme sur le bassin du N’Zi (Kouassi, 2007). En effet, la rupture de 1975 a engendré sur le bassin versant de la Bagoé un déficit pluviométrique de l’ordre de 15% à partir de 1976. La période partant de 1976 à 2000 correspond à une autre période sèche qu’a connu le bassin versant de la Bagoé. Elle est également connue sur l’ensemble du territoire ivoirien (Biemi, 1992 ; Kouamé, 1999 ; Saley, 2003 ; Savané, 1997 ; Jourda, 2005 ; Kouassi, 2007 ; Dibi, 2008) avec comme faits culminants les sécheresses des années 1983, 1984 et 1988.Toutefois, sa durée diffère selon les auteurs en fonction de la taille des chroniques de pluies et la position géographique des stations pluviométriques étudiées. Concernant la détection des ruptures, l’analyse des variations du paramètre U du test de Pettitt laisse transparaitre une probable rupture secondaire antérieure à celle de 1975. Aussi vrai que ce test soit spécifiquement sensible à la détection d’une seule rupture, la procédure de segmentation de Hubert, capable de détecter plusieurs ruptures, a aussi mis en évidence l’existence d’une seconde rupture entre 1969 et 1970. Toutefois, la date de production de la rupture secondaire probable qu’aurait décelée le test de Pettit ne coïncide pas avec la seconde rupture obtenue par la segmentation de Hubert. Bigot et al. (2005) soulignent à ce sujet que toute série climatologique peut renfermer plusieurs ruptures et les identifier revient souvent à

94 discriminer les plus importantes comme c’est le cas avec la rupture de 1975 pour laquelle les deux méthodes utilisées s’accordent sur son existence. De plus, l’existence probable de deux ruptures au sein de la série des pluies de la station de Boundiali conforte le découpage climatique en trois périodes obtenue par l’analyse couplée des fluctuations des indices pluviométriques et des moyennes mobiles (Savané et al., 2001). La date la plus probable de cette seconde rupture serait l’année 1949 car, l’évolution de la lame d’eau précipitée sur le bassin est très contrastée de 1949 à 1950. Elle est passée d’un statut déficitaire en 1949 à un statut beaucoup excédentaire en 1950 (tableau XXII).

Tableau XX : Nature des lames d’eau précipitées sur le bassin de la Bagoé en 1949 et 1950

Année Pan. (mm) Pan - Pmoy. Observation 1949 1299 -98,05 Pluie déficitaire (fin période sèche allant de 1928 à 1949) 1950 1601 203,95 Pluie excédentaire (début unique période humide)

Le test de Pettitt a été suffisamment sensible à cette variation quasi-brusque de la lame d’eau précipitée au cours de ces deux années successives, de sorte qu’elle (variation brusque) a consacré le passage de la période sèche allant de 1928 à 1949 à l’unique période humide. L’existence probable d’une rupture secondaire dans la série des pluies de Boundiali décelable par le test de Pettitt a été également signalée par Savané et al. (2001) dans la région de Man, par Kouassi (2007) sur le bassin versant du N’Zi, en Côte d’Ivoire (climat tropical humide), et par Berthélot et al. (2002) dans les Alpes en France (climat tempéré). La seconde rupture indiquée par la procédure de segmentation de Hubert, produite au cours de la période humide, traduit l’influence des occurrences des séquences sèches de 1956, 1958-1961 et 1967-1969 qui ont affectés cette période (Sultant et al., 2005). De ces occurrences d’années sèches, la lame d’eau précipitée en 1967 fut la plus faible de toute la chronique. L’existence avérée de ruptures au sein de la série des pluies de Boundiali est aussi le signe que cette série est non aléatoire (http://www.mpl.ird.fr/hydrologie/gbt/projets/iccare/khronost.htm). Une telle propriété statistique explique que les réalisations annuelles des pluies sont corrélées à la station pluviométrique de Boundiali tout comme à toutes les autres stations du bassin. L’existence des deux périodes sèches (1928-1949 et 1976-2000) témoigne de la récession hydrique que connaît le bassin, également ressentie dans tout le Nord de la Côte d’Ivoire (DTHK, 2000). Cela fait suite à la persistance de la sécheresse sur la période d’étude. Cette période, longue de 73 années (1928-2000), contient 35,63% d’années sèches dont le déficit est estimé à -308,63 mm. Quoiqu’un résultat pareil ait été obtenu par Bergaoui et Alouini (2001) en Tunisie pour une étude analogue ayant porté sur une chronique de 74

95 années, il faut relever que la proportion réelle d’années sèches est bien supérieure. D’après l’étude fréquentielle de la persistance de la sécheresse résumée au tableau XXIII et qui a abouti à une classification de toutes les années de la chronique selon qu’elles soient sèches, normales ou humides, 28,75% de ces années sont déclarées normales. Mais ces années sont marquées par un déficit pluviométrique de -51,63 mm. Il s’agit également d’années sèches. Ce qui porte la proportion réelle d’années sèches à environ 64,38% contre 35,62% d’années humides. Toutefois, en se référant à l’excédent pluviométrique moyen des années humides (+377,34 mm), la faible perceptibilité de la baisse des précipitations mise en évidence par l’analyse statistique temporelle s’en trouve confortée.

Tableau XXI : Résumé des résultats de l’étude de la persistance de la sécheresse sur le bassin

Classe de sécheresse (CS) Nbre d’années (%) Pmoy.CS (mm) Pmoy-Pmoy.CS (mm) Observation Années sèches 35,625 1094,42 -306,63 Années déficitaires

Années normales 28,75 1345,42 -51,63 Années déficitaires

Années humides 35,625 1741,38 +377,34 Années excédentaires

Au plan spatial, le glissement des isohyètes vers l’Ouest traduit comme l’indique le programme ICCARE (http://www.mpl.ird.fr/hydrologie/gbt/projets/iccare/khronost.htm), la diminution généralisée de la pluviométrie annuelle dans le Nord de la Côte d’Ivoire. Brou et al. (1997) ont également observé ce glissement dans la direction Sud-Ouest en milieu forestier ivoirien. Cette expression de la baisse spatiale des précipitations se traduit par la disparition d’isohyètes ou classe d’isohyètes de bonnes pluviométries et la persistance de celles de faibles pluviométries. La baisse est beaucoup remarquable qualitativement par l’enfoncement d’Est en Ouest de l’isohyète 1200 mm, similaire à l’enfoncement de l’isohyète 1300 mm observé par Bigot et al. (2005) sur toute la Côte d’Ivoire. Les décennies 1971-1980 et 1981-1990 témoignent de la baisse des précipitations, très accentuée au cours de la décennie 1981-1990 en Côte d’Ivoire (Brou et al., 1997 ; Paturel et al., 1997 b) et dans la sous-région. Le comportement des précipitations à la dernière décennie, ici qualifiée de réajustement spatiale des pluies ou de préparation à la reprise, a été aussi observé sur le bassin du N’Zo (Goula et al., 2005). Lejiot et Callot, (2005) l’ont également noté à Aleg en Mauritanie, mais ont plutôt conclu directement à un retour à l’humidité. Une telle conclusion devra s’appuyer sur la qualité des lames d’eau précipitées d’au moins une décennie postérieure à la décennie 1991- 2000, c’est-à-dire par exemple la décennie 2001-2010).

Conclusion partielle

La variabilité temporelle des précipitations à la surface du bassin versant de la Bagoé a été étudiée à l’aide de la longue série chronologique (1928-2000) des pluies de la station de Boundiali. Cette série fait ressortir trois périodes climatiques sur le bassin : une période sèche allant de 1928 à 1949, une unique période humide de 1950 à 1975 et une autre période sèche allant de 1976 à 2000. Elle comporte en son sein deux dates de ruptures dont la plus significative, celle de 1975, est mise en évidence par les deux tests de ruptures expérimentés : le test de Pettitt et la procédure de segmentation de Hubert. Cette manifestation de la variabilité temporelle du climat sur le bassin, est amplifiée par une persistance de la sécheresse induite par 64,38% d’années sèches contre 35,62% seulement d’années humides. Au plan spatial, l’analyse décennale de la dynamique des précipitations montre leur régression dans le Nord de la Côte d’Ivoire depuis les localités de Téhini, Bouna et Bondoukou à l’Est jusqu’aux localités de Tienko, Odienné et Touba à l’Ouest, en balayant le bassin versant de la Bagoé. Cette régression est très expressive au cours des décennies 61-70, 71-80 et 81-90. Elle reste marquée par la forte extension de la classe des isohyètes de faibles pluviométries au détriment de celle de fortes pluviométries qui disparaissent totalement en s’enfonçant en Guinée. Cela s’est fait sous l’impulsion de la persistance des isohyètes de faibles pluviométries dont la conséquence immédiate est la réduction de la lame d’eau décennale disponible dans cette partie du pays. La variabilité spatio-temporelle des pluies ainsi mise en évidence aussi bien à l’échelle du bassin versant de la Bagoé qu’à l’échelle de tout le Nord de la Côte d’Ivoire, satisfait en partie à l’objectif du programme ICCARE qui s’employait à identifier en Afrique de l’Ouest non sahélienne une éventuelle fluctuation climatique et à étudier ses conséquences sur les ressources en eau (http://www.mpl.ird.fr/hydrologie/gbt/projets/iccare/khronost.htm). La caractérisation de cette variabilité étant faite, il revient d’analyser ses répercussions sur les ressources en eau du bassin versant de la Bagoé pour atteindre totalement l’objectif majeur de ce programme. Diversement perçu à ce niveau, le régime des débits des cours d’eau est une voie d’analyse des incidences de la variabilité des précipitations sur les ressources naturelles d’un bassin. Cette préoccupation fait l’objet de l’analyse du régime de l’écoulement de la Bagoé à l’aide des mesures de débits effectuées à la station hydrométrique de Kouto du chapitre suivant.

Chapitre 6 : IMPACTS DE LA VARIABILITE CLIMATIQUE SUR LES

RESSOURCES EN EAU DU BASSIN

6-1. Incidence de la baisse des précipitations sur l’écoulement de la Bagoé

6-1-1. Caractéristiques statistiques et hydrologiques de l’écoulement de la Bagoé

6-1-1-1. Caractéristiques statistiques

Les caractéristiques statistiques de l’écoulement de la Bagoé à la station hydrométrique de Kouto sont résumées dans le tableau XXIV.

Tableau XXII : Caractéristiques statistiques des débits de la Bagoé à la station de Kouto

Série de débits Max (m3/s) Moy (m3/s) Min (m3/s) Ecart type (m3/s) Coéf. de variation

Qmoy (débits moyens) 67,21 32,29 3,36 17,53 0,54

Qmax (débits de crue) 312 158,97 16,60 74,26 0,47

Qmin (débits d’étiage) 2,89 0,43 0 0,59 1,38

Les crues moyennes journalières de la Bagoé (série des Qmax) à la station hydrométrique de Kouto se produisent à partir d’un débit de 16,60 m3/s (la plus faible crue) pour atteindre 312 m3/s (la plus forte crue). Elles se produisent particulièrement dans la période d’août à septembre. L’étiage ou régime des basses eaux, est un événement qui se produit sur la Bagoé à partir d’un débit de 2,89 m3/s pour décroître jusqu’à s’annuler (étiage critique) d’octobre à mars-avril. La série des débits moyens varie entre 3,36 et 67,21 m3/s. L’écoulement moyen est régulé par un débit d’environ 32,29 m3/s.

De ces trois séries de débits, celui des débits d’étiage (Qmin) varie le plus et est beaucoup dispersé car son coefficient de variation égal à 1,38 est le plus grand. Les débits de crue varient moins avec un coefficient de variation égal à 0,47. Il en est de même des débits moyens dont le coefficient de variation est égal à 0,54. Les caractéristiques statistiques ainsi analysées décrivent un régime irrégulier de l’écoulement. Fort de la représentativité des débits moyens qui donnent une idée de l’abondance des écoulements annuels d’un cours d’eau (http://www.mpl.ird.fr/hydrologie/gbt/projets/iccare/khronost.htm), cette série de débits a servi à la détermination des ruptures hydrologiques.

L’existence de rupture statistique au sein de la série des débits moyens annuels, déterminée par le test de rupture de Pettitt et la procédure de segmentation de Hubert est rapportée par les tableaux XXV et XXVI.

Tableau XXIII : Résultats du test de Pettitt appliqué à la série des débits moyens annuels

Hypothèse d’absence de ruptures Probabilité de dépassement Année de dépassement Observation de la valeur critique H0 à 99% H0 à 95% H0 à 90% Rejetée Rejetée Rejetée 6,71 .10-4 1970 Présence de rupture

Tableau XXIV : Résultats de la segmentation de la série des débits moyens annuels

Début Fin Moyenne Ecart type Observation

1961 1970 50,53 10,254 Présence de Rupture 1971 1986 20,9 9,442

Avec le test de Pettitt, l’hypothèse H0 (absence de rupture) est rejetée aux seuils de signification de 99%, 95% et 90%. Il existe donc dans la série des débits moyens annuels une rupture hydrologique dans le régime de l’écoulement de la Bagoé observé à la station de Kouto. Elle s’est produite en 1970 (figure 30) avec une probabilité de dépassement de sa -4 valeur critique (UQmoy = 156) égale à 6,71.10 .

Figure 27 : Fluctuations de la variable U du test de Pettitt de la série des débits moyens annuels

La rupture de 1970 décelée par le test de Pettitt est confirmée par la méthode de segmentation de Hubert. Cette méthode a découpé la série des débits moyens annuels (Qmoy)

99 en deux segments. La période 1970-1971 est la période au cours de laquelle s’est produite la rupture entre ces deux segments. La rupture hydrologique intervenue dans l’écoulement de la Bagoé est antérieure à la rupture climatique de 1975. Elle a entraîné un déficit d’écoulement de la Bagoé de l’ordre de 58,63% à la station hydrométrique de Kouto de 1976 à 1986. Ce déficit hydrologique est environ quatre fois plus important que le déficit climatique (15%).

6-1-1-2. Caractéristiques hydrologiques

Les caractéristiques hydrologiques de l’écoulement de la Bagoé décrites à la station hydrométrique de Kouto sont : la lame d’eau écoulée (Le), le coefficient d’écoulement (Ke) suivi de ses variantes en années quinquennale (Ke5) et décennale (Ke10) sèches et le volume (Ve) d’eau ruisselé ayant transité par la station de Kouto et ses variantes également en années quinquennale (Ve5) et décennale (Ve10) sèches. La valeur de chacune de ces caractéristiques est reportée dans le tableau XXVII.

Tableau XXV : Quelques caractéristiques hydrologiques de l’écoulement à la station de Kouto

3 Le (mm) Ke Ke5 Ke10 Ve (m ) Ve5 (m3) Ve10 (m3) Valeur 215,43 0,15 0,11 0,08 1,03.109 0,72.109 0,51.109

D’après ce tableau, le volume d’eau moyen écoulé atteint les 1,03.109 m3 soit 1,03 km3. En années quinquennale et décennale sèches, ces valeurs sont respectivement 0,72 et 0,51 km3 environ d’eau qui passe à la station de Kouto. Ces volumes correspondent respectivement au deux tiers et à la moitié du volume moyen d’eau écoulé en année normale.

6-1-2. Analyse de l’impact de la variabilité des précipitations sur l’écoulement

6-1-2-1. Fluctuations moyennes mensuelles de la lame d’eau écoulée

L’analyse de la lame d’eau moyenne écoulée ou débit moyen estimé en mm à l’échelle mensuelle est couplée aux variations moyennes mensuelles des précipitations (figure 28). L’hydrogramme moyen des débits mensuels interannuels de la Bagoé, représenté par la figure 31, est unimodal. Il est marqué par une pointe moyenne de crue (173 m3/s) produite au mois de septembre. Ce débit correspond à une lame d’eau moyenne écoulée égale à 96,98 mm. Elle s’inscrit dans l’unique phase de hautes eaux qui débute timidement au mois de juin avec un débit de 2,5 m3/s soit une lame d’eau écoulée d’environ 1,36 mm marquant la reprise quasi sensible de l’écoulement de la Bagoé. Les débits croissent alors très rapidement

100 jusqu’en septembre-octobre de sorte que les mois d’août, septembre et octobre constituent la période des crues de la Bagoé. Elle prend fin au mois d’octobre en calant parfaitement avec la saison des pluies les plus importantes manifestées par un écoulement d’importance graduelle au fur et à mesure que les précipitations s’accentuent sur le bassin. La phase des basses eaux ou d’étiage consécutive à la mise en place de la saison sèche après la cessation des pluies, s’étale d’octobre à mai. Marqués par des débits très faibles, les étiages de cette période sont plus accentués d’octobre à décembre. Il s’agit de la phase de tarissement de la Bagoé qui correspond aussi à la phase de vidange des réservoirs souterrains du bassin (http://www.eccentrix.com/membres/hydro/etiage.htm).

Figure 28 : Variation moyenne mensuelle et interannuelle des lames d’eau précipitées et écoulées sur le bassin versant de la Bagoé

La transformation des lames d’eau précipitées en lames d’eau ruisselées (Nonguierma, 1994 a) ou des pluies en débits à l’échelle mensuelle est sensible sur le bassin à partir du mois de juin avec Q = 2,51 m3/s ou Le = 1,36 mm pour P = 163,23 mm. Antérieurement à ce mois, c’est-à-dire de janvier à mai, du fait de la forte vidange des réservoirs souterrains, les plus ou moins importantes pluies reçues par le bassin restent insuffisantes pour susciter un écoulement notable. La transformation des pluies en débits se ressent véritablement en juillet avec un débit appréciable de 14,25 m3/s. Ce débit correspond à une lame d’eau écoulée d’environ 8 mm, soit 3,22% d’une pluie de 248,61 mm reçue par le bassin. Elle est marquée par un décalage d’un mois entre l’optimum pluvieux se produisant en août et la pointe de crue qui a lieu en septembre.

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6-1-2-2. Fluctuations moyennes annuelles des lames d’eau écoulées sur le bassin

La lame d’eau écoulée sur le bassin a baissé sur toute la chronique d’observation (figure 29). Ses variations annuelles sont structurées par deux phases caractéristiques séparées par la rupture hydrologique de 1970 : une phase positive et une phase négative. La phase des fluctuations positives concerne la période 1961-1970. Elle est caractérisée par une succession de crues moyennes d’amplitudes fluctuant entre 38,17 m3/s soit 231,92 mm et 67,21 m3/s soit 443 mm. Ces débits écoulés sont supérieurs au module interannuel (32,29 m3/s) du bassin. La phase des fluctuations négatives concerne la période 1971-1986. Au cours de cette phase, la Bagoé a enregistré ses plus faibles débits à la station de Kouto qui ont fluctué entre 28,02 m3/s soit 184,95 mm et 3,34 m3/s soit 22,18 mm.

Figure 29 : Fluctuations moyennes annuelles de la lame d’eau écoulée sur le bassin versant de la Bagoé (station hydrométrique de Kouto) de 1961 à 1986

Les fluctuations moyennes annuelles des débits ou la lame d’eau écoulée, couplées à celles des précipitations moyennes annuelles sur la chronique commune aux données hydrométriques et pluviométriques, c’est-à-dire la période 1961-1986, sont illustrées par la figure 31. Il est aisé de constater qu’à la suite de la rupture hydrologique survenue en 1970, le bassin est rentré en récession hydrique hydrologique (sécheresse sur les débits) plutôt que la récession hydrique climatique indiquée par la période sèche de 1976-2000 sur les pluies. En effet, la sécheresse hydrologique a commencé en 1971, c’est-à-dire cinq ans plutôt que la période climatique sèche de 1976-2000.

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Figure 30 : Analyse détaillée de l’évolution de la relation pluie-débit de la Bagoé à Kouto

Une tendance synchrone se dégage globalement de l’analyse des fluctuations des pluies (lame d’eau précipitée) et des débits (lame d’eau écoulée) sur le bassin. Elle s’observe sur 19 ans, d’abord de 1961 à 1966 et ensuite de 1975 à 1986. Au cours de la période 1961- 1966, les débits ont augmenté en même temps que les pluies. Cette augmentation des débits en fonction des précipitations concerne les sept premières années de la phase des fluctuations positives des débits qui a coïncidé avec une partie de la période humide du bassin. Au cours de la période allant de 1975 à 1986, les débits ont baissé considérablement pendant que le bassin enregistrait des déficits pluviométriques importants. Il s’agit de la phase des fluctuations négatives des débits qui cale avec la période sèche de 1976-2000. La tendance synchrone de la relation pluie-débit exprimée par l’augmentation des débits en période de pluviométrie excédentaire et par la baisse des débits en période de déficit pluviométrique, est perturbée de 1967 à 1974. Au cours de cette période les débits (ou lames d’eau écoulées) et les pluies ont évolué de manière asynchrone. En effet, de 1967 à 1969, malgré les faibles pluviométries enregistrées sur le bassin, les débits sont demeurés très importants. Et, de 1970 à 1974, ces débits ont fortement baissé quoique les précipitations enregistrées fussent très importantes. A la suite de tout ce qui précède, la période de 1967- 1974 se présente comme une période anormale dans la relation pluie-débit sur le bassin versant de la Bagoé. A côté de cette structure de la transformation des pluies en débits, quelle est la structure du tarissement de la Bagoé dans le régime global de son écoulement ? Cette préoccupation fait l’objet de l’étude du régime du tarissement de la Bagoé à la station hydrométrique de Kouto.

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6-1-2-3. Régime de tarissement de la Bagoé à Kouto

6-1-2-3-1. Caractéristiques moyennes annuelles

L’évolution interannuelle des débits moyens journaliers de la Bagoé à la station hydrométrique de Kouto (figure 32) se décompose en une seule phase de crue de courte durée et une phase de décrue (étiage) de longue durée.

Figure 31 : Fluctuation logarithmique des débits moyens journaliers interannuels (1961-1986)

La phase de crue est marquée par un débit journalier moyen optimum ou débit de pointe d’environ 175 m3/s. Ce débit correspond à une lame d’eau écoulée de 95 mm et se produit en septembre. La phase de décrue, légèrement ondulée, exprime un tarissement quasi régulier ou la vidange assez lente d’un unique réservoir souterrain. Le tarissement en question commence en septembre après la production de la pointe de crue pour prendre fin en avril. Au cours du mois de mars, surviennent des remontées de crues de moindres importances. Elles sont dues aux premières pluies sporadiques très espacées et souvent de faibles intensités. Bien que pouvant perturber le régime du tarissement, elles restent insuffisantes pour véritablement compenser les pertes en eau des réservoirs souterrains et engendrer l’écoulement de surface. Sur cette période de tarissement ainsi située, la loi de tarissement de la Bagoé est analysée au pas de temps décadaire (figure 33). La courbe de tarissement obtenue présente une phase de décroissance régulière des débits suivie d’un palier pratiquement confondue à l’axe des abscisses. Ajustée par un polynôme de degré 3, elle a un coefficient de détermination (R2) très élevés.

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Figure 32 : Courbes de tarissement de la Bagoé à la station hydrométrique de Kouto

La série des débits décadaires de tarissement est caractérisée par un débit décadaire 3 moyen de crue ou débit initial (Q0) qui s’élève à environ 225,5 m /s. Ce débit a permis de déterminer le coefficient moyen annuel de tarissement de la Bagoé α = 0,03 j-1. A l’aide de ce

0,032t coefficient, la loi de tarissement moyen de la Bagoé s’écrit : Qet  225,5 . Dans ces conditions, le volume moyen interannuel d’eau mobilisé et restitué par l’unique réservoir souterrain (aquifère) au lit du cours d’eau pour son écoulement atteint les 714246153,80 m3 soit environ 0,71 km3 à la station hydrométrique de Kouto (exutoire).

6-1-2-3-2. Fluctuations annuelles des coefficients de tarissement et des volumes d’eau mobilisés par les réservoirs souterrains

Les fluctuations de ces deux paramètres du tarissement, couplées à celles des précipitations, sont illustrées à la figure 34.

Figure 33 : Relations pluie, coefficient de tarissement et volume d’eau mobilisé

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Face aux fortes pluviométries enregistrées de 1961 à 1971 au cours de l’unique période humide du bassin (1950-1975), le tarissement de la Bagoé s’est illustré par de faibles coefficients de tarissement et de forts volumes d’eau mobilisés par les réservoirs souterrains. Lorsque les précipitations ont baissé sur le bassin au cours de la période sèche allant de 1976 à 1986, les coefficients de tarissement ont atteint de fortes valeurs pendant que les volumes d’eau mobilisés ont baissé. Cette structuration du régime du tarissement de la Bagoé, régie par des fluctuations asynchrones des pluies et des coefficients de tarissement et des fluctuations synchrones des pluies et des volumes d’eau mobilisés est classique et normale. En effet, en période de forte pluviométrie les réserves en eau souterraines sont importantes de sorte qu’après la cessation des pluies, les réservoirs souterrains continuent d’assurer l’écoulement du cours d’eau. Les coefficients de tarissement sont alors faibles et indiquent un tarissement long à très long. Dans ce cas alors, les volumes d’eau mobilisée par les réservoirs souterrains sont énormes. La situation contraire se produit en période sèche où les quantités de pluies tombées sur le bassin restent insuffisantes pour compenser les pertes en eau des réservoirs souterrains. Le tarissement est alors rapide car les coefficients de tarissement atteignent de fortes valeurs. Et, les volumes d’eau mobilisés demeurent faibles à très faibles. Le régime du tarissement de la Bagoé ainsi structuré, reste toutefois ponctué de quelques anomalies. Les périodes de perturbations sont ici plus réduites et concernent les années 1972-1973, 1975 et 1978-1979. De 1972 à 1973 et en 1975, les fluctuations des précipitations et des coefficients de tarissement ne sont plus asynchrones car pour les importantes précipitations enregistrées, les coefficients de tarissement sont demeurés aussi importants. De même, les volumes d’eau mobilisés ont été faibles. Le cas contraire s’est produit en 1978 et en 1979 où les très faibles précipitations reçues ont engendré de faibles coefficients de tarissement. Le tarissement lent et long s’est soldé par des volumes d’eau mobilisés très importants. Les fluctuations des coefficients de tarissement et des volumes d’eau mobilisés sont asynchrones (Goula et al., 2005) donc normales sur toute la période d’observation des débits. En effet, lorsque ces coefficients ont été faibles de 1961 à 1970, les volumes d’eau mobilisés furent importants parce que le tarissement s’est fait alors lentement et les réservoirs souterrains ont été sollicités assez longtemps. Cette situation s’est produite au cours de la période humide où le bassin a reçu d’importantes quantités d’eau qui ont favorisé la recharge des réservoirs souterrains d’année en année pour soutenir l’écoulement de surface.

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Lorsque les coefficients de tarissement ont épousé en général de fortes valeurs de 1971 à 1986, traduisant un tarissement rapide du cours d’eau ou une vidange rapide des réservoirs souterrains, ces derniers ont libéré de faibles quantités d’eau. C’est au cours de la période sèche que cela s’est produit. Au cours de ladite période, les apports atmosphériques en eau sur le bassin s’amenuisant, les faibles pluviométries alors enregistrées n’ont pu garantir la recharge efficiente et optimale des réservoirs souterrains. Il s’en est alors suivi une baisse considérable des volumes d’eau mobilisés par ces réservoirs souterrains, lesquelles quantités d’eau ont été très vite restituées au cours d’eau. Les fluctuations du coefficient de tarissement au cours de la période sèche ont mis en exergue premièrement la forte sécheresse de l’année 1983, traduite par un tarissement très rapide de la Bagoé et soldé par un coefficient de tarissement -2 -1 3 (α = 6,34.10 j ) le plus élevé de la série. Le volume d’eau mobilisé (Vmob = 0,07 km ) fut ainsi le plus faible de la série. En cette année donc, la récession hydrique fut à son comble sur le bassin pour des ressources en eau très amenuisées (P = 850 mm, Le = 44,55 mm). Secondairement, ces fluctuations ont mis en évidence le contraste pluviométrique imprimé par la principale rupture de 1975. Ce contraste s’est traduit par le passage d’une situation de bonne pluviométrie (P = 2280 mm en 1974) à une situation de déficit pluviométrique (P = 1266 mm en 1976). Il a été marqué par un coefficient de tarissement (α = 3,91.10-2 j-1) également élevé. L’analyse des paramètres hydrologiques de l’écoulement a mis en exergue le comportement du bassin versant de la Bagoé face à la variabilité de ses précipitations. Ces paramètres ont eu des fluctuations normales entre eux. Mais vis-à-vis des précipitations, la relation quasi linéaire régissant la transformation des pluies en débits a connu des anomalies au cours de la période 1967-1974. Ces anomalies se sont traduites par une modification de la structure des écoulements qui tantôt décroissent lorsque les précipitations augmentent ou croissent quand les précipitations baissent. En effet, cette période qui s’inscrit dans l’unique période humide, contient en son sein des occurrences d’années sèches : 1967, 1968 et 1969. Ces années ont créées un contraste pluviométrique important au cours de cette période de hausse pluviométrique. L’année 1967 constitue particulièrement l’année ou le bassin a enregistré sa plus faible pluviométrie (783 mm) annuelle. Dans ce contexte, quelle peut être la sensibilité d’un modèle de simulation des débits à ce comportement du bassin ? Le modèle conceptuel global GR2M, moins exigeant en données d’entrée, est mis en œuvre pour répondre à cette interrogation.

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6-1-2-4. Simulation du comportement du bassin par le modèle conceptuel global GR2M

Le procédé du split-sample test appliqué pour découper les séries hydroclimatiques a donné les sous-périodes 1961-1969 et 1970-1986. Les critères de Nash résultant des simulations effectuées sur ces sous-périodes sont reportés dans le tableau XXVIII.

Tableau XXVI : Critères de Nash obtenus pour le découpage des séries hydroclimatiques entières par le procédé du split-sample test Simulation I Simulation II Calage sur la période Validation sur la Calage sur la Validation sur la 1961-1969 période 1970-1986 période 1970-1986 période 1961-1969 Nash 78,20 -1397,80 9,90 -1,80

Le calage effectué sur la sous-période 1961-1969 (le tiers de la série entière) présente un critère de Nash (78,20) satisfaisant par rapport à la valeur de référence fixée à 60. Vis-à-vis des périodes climatiques du bassin sur la chronique d’analyse, cette sous-période constitue les deux tiers de la période humide. La validation de ce calage sur la sous-période 1970-1986 (les deux tiers de la série entière) est sanctionnée par un critère de Nash (-1397,80) très mauvais. Cette sous-période comporte un tiers de la période pluvieuse et toute la période sèche, donc structurée par un contraste pluviométrique. De même, le calage effectué sur la période 1970- 1986 est soldé par un critère de Nash (9,90) mauvais. Sa validation sur la période 1961-1969 a également donné un critère de Nash mauvais (-1,80). Les simulations I et II faites sur la base du découpage des séries hydroclimatiques par le procédé du split-sample test ne permettent donc pas d’apprécier la performance du modèle GR2M sur le bassin. Suivant le découpage climatique, le calage des paramètres de production (X1) et de transfert (X2) sur la période humide suivi de la validation sur la période sèche et vice-versa, a donné des valeurs du critère de Nash reportées dans le tableau XXIX.

Tableau XXVII : Critères de Nash issus du calage effectué sur la période humide, validé sur la période sèche et vice-versa Simulation III Simulation IV Calage sur la période Validation sur la période Calage sur la période Validation sur la période humide (1961-1975) sèche (1976-1986) sèche (1976-1986) humide (1961-1975) Nash 72,80 -1620,80 5,70 -3,40

Le calage sur la période humide (1961-1975) a donné un critère de Nash (72,8) au-dessus de la valeur seuil (Nash = 60). Ce calage satisfaisant s’est soldé en validation sur la période sèche par un critère de Nash (-1620,80) très mauvais. De même, le calage effectué

108 sur la période sèche est sanctionné par un critère de Nash (5,70) mauvais. En validation sur la période humide, le critère de Nash (-3,40) obtenu est également mauvais. Tout comme dans le cas des simulations effectuées sur les sous-séries constituées par le procédé du split-sample test, la simulation du comportement du bassin par le modèle GR2M tenant compte du découpage climatique ne permet pas de juger de la performance de ce modèle sur le bassin. La comparaison des critères de Nash obtenus en calage sur la période sèche et sur la période humide révèle une certaine complexité du régime de l’écoulement de la Bagoé au cours de la période sèche. En effet, les critères de Nash obtenus en calage sur toute la période humide (1961-1975, Nash = 72,80, simulation III) et sur les deux tiers de la période humide (1961-1969, Nash = 78,2, simulation I) sont satisfaisants. Ils indiquent une amélioration de ce critère en calage sur la période humide lorsque la taille de cette période diminue. Il faut noter que la validation de ces calages sur des sous-périodes englobant entièrement la période sèche a donné des critères de Nash mauvais. De plus, les calages réalisés sur ces sous-périodes (période sèche 1976-1986, période 1970-1986 = un tiers de la période humide + toute la période sèche) se sont soldées par de mauvais critères de Nash contrairement aux calages réalisés sur la période humide. Leur validation est également marquée par des critères de Nash mauvais. Il ressort de ces observations que les quatre simulations effectuées sur les sous-périodes obtenues sur la base du découpage climatique et du procédé du split-sample test ne permettent pas de déceler les sous-séries hydroclimatiques qui donnent une bonne simulation du comportement du bassin par le modèle linéaire GR2M. Cela serait dû à une complexité manifeste du régime de l’écoulement au cours de la période sèche que révèlent les mauvais critères de Nash obtenus aussi bien en calage qu’en validation sur cette période. Les critères de Nash obtenus pour les simulations réalisées sur les sous-séries constituées par le procédé du split-sample test sur la période humide sont reportés dans le tableau XXX.

Tableau XXVIII : Critères de Nash obtenus pour les simulations réalisées sur les sous-séries de la période humide Simulation V Simulation VI Calage sur la Validation sur la Calage sur la sous-série Validation sur la sur sous-série (61-65) sous-série (66-75) (66-75) la sous-série (61-65) Nash 78,60 52,10 68,10 69

Les calages et validations réalisés sur ces sous-séries de la période humides sont satisfaisants. En effet, les critères de Nash qui sanctionnent ces simulations sont voisins de la valeur de référence (60). Toutefois, la meilleure simulation de la réaction du bassin est la simulation VI.

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Dans cette simulation, le calage des paramètres de production (X1) et de transfert (X2) du modèle GR2M réalisé sur la sous-série 1966-1975 et validé sur la sous-série 1961-1965 donne des critères de Nash supérieurs à 60 (Nash calage = 68,10 ; Nash validation = 69). Par contre, le calage satisfaisant (Nash = 78,20) effectué sur la période 1961-1965 a donné en validation sur la période 1966-1975, un critère de Nash (52,10) moins satisfaisant car légèrement inférieur à 60. Les hydrogrammes simulés et observés résultant de cette simulation et leur corrélation sont présentés à la figure 35. Ces hydrogrammes, assortis de coefficients de corrélations acceptables, montrent qu’en phase de calage et en phase de validation, les débits observés sont quasi-bien estimés. Fort de ces critères de Nash quasi-satisfaisants, il ressort de cette analyse que le modèle GR2M est performant sur la période humide pour simuler le comportement du bassin. Qu’en est-il de la période sèche ?

Figure 34 : Fluctuations et corrélations des hydrogrammes observés et simulés

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Les simulations réalisées sur les sous-séries de la période sèche ont données des valeurs de Nash indiquées dans le tableau XXXI.

Tableau XXIX : Critères de Nash obtenus pour les simulations réalisées sur les sous-séries de la période sèche Simulation VII Simulation VIII Calage sur la Validation sur la Calage sur la sous-série Validation sur la sur sous-série (76-78) sous-série (79-86) (79-86) la sous-série (76-78) Nash 77,2 -1301,7 15,5 -3,6

La complexité tantôt évoquée de l’écoulement de la Bagoé au cours de la période sèche se vérifie à travers les critères de Nash obtenus à l’issu des simulations VII et VIII portées sur les sous-séries de cette période. En effet, quoique le calage porté sur la sous-série 1976-1978 ait donné un critère de Nash (77,20) satisfaisant, sa validation sur la sous-série restante (1979- 1986) a donné un critère de Nash (-1301,70) très mauvais. De plus, le calage sur cette plus grande portion de la période sèche (sous-série 1979-1986) et sa validation sur la sous-série 1976-1978 ont donné des critères de Nash (Nash calage = 15,50 ; Nash validation = -3,60) beaucoup mauvais. Contrairement donc à la période humide, la période sèche ne permet pas au modèle GR2M de simuler l’écoulement de la Bagoé.

6-2. Impact de la variabilité des précipitations sur la recharge des réservoirs souterrains

Les variations moyennes interannuelles des différents termes du bilan hydrologique du bassin sur la période 1961-1986 se présentent comme suit : La principale entrée de ce bilan, les précipitations météoriques (P) estimées en moyenne à 1464,08 mm, contribue à l’alimentation moyenne de l’écoulement (R) à hauteur de 213,09 mm soit environ 14,55% de cette lame d’eau précipitée sur le bassin. Elle assure également la recharge moyenne des réservoirs souterrains du bassin par une infiltration (I) d’environ 128,77 mm équivalant à 8,79% de ces précipitations. Il résulte de cette répartition un fort déficit qui s’élève à 76,65%. Cette proportion est la part des précipitations que le bassin perd par évapotranspiration (ETR=1122,21 mm). Au cours de la période d’observation, restée sous l’emprise d’une partie de l’unique période humide (1961-1975) qu’a connue le bassin et d’une partie de la période sèche de 1976-2000, ces paramètres du bilan hydrologique ont beaucoup fluctués. L’analyse de ces fluctuations (figure 36) permet d’apprécier la qualité de la recharge vis-à-vis de la variabilité du climat sur le bassin.

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Figure 35 : Fluctuation des valeurs annuelles des paramètres du bilan hydrologique du bassin Les fluctuations de l’infiltration de 1961 à 1986 font ressortir globalement trois épisodes dans la recharge des réservoirs souterrains du bassin versant de la Bagoé. Ce sont deux longs épisodes à recharge déficitaires (1961-1969 et 1975-1986) encadrant un court épisode à recharge excédentaire (1970-1974). Au cours de ces épisodes, la lame d’eau perdue par évapotranspiration réelle est restée très importante comparée aux lames d’eau ruisselées et infiltrées. Les caractéristiques moyennes des variations desdites lames d’eau au cours de ces trois épisodes sont résumées dans le tableau XXXII.

Tableau XXX : Caractéristiques des épisodes de recharge des réservoirs souterrains du bassin versant de la Bagoé % par rapport à P* Qualité de la recharge (I) Episode P* Observations ETR R I nA.I<0 nA.I>0 I* I*-Imoy Recharge 1961-1969 1504,44 75,86 22,76 1,38 5 4 20,75 -108,02 déficitaire Recharge 1970-1974 2030 66,10 7,93 25,97 0 5 527,15 398,38 excédentaire Recharge 1975-1986 1198 84,84 11,50 3,66 2 10 43,80 -84,97 déficitaire

P* = Lame d’eau moyenne précipitée au cours de chaque épisode de recharge (mm) ; nA.I<0 = Nombre d’années de recharge (I) inférieure à zéro ; nA.I>0 = Nombre d’années de recharge (I) supérieure à zéro ; I* = Recharge moyenne de chaque épisode (mm) ;

Imoy = Lame d’eau assurant la recharge moyenne de la période de 1961-1986 (mm).

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Le premier épisode (1961-1969) est marqué par des ruissellements (R=22,76% P) plus importants que les infiltrations (I=1,38% P), avec une ETR moyenne correspondant à 75,86% des pluies reçues. Il se compose de cinq années de recharges déficitaires (1961, 1963, 1967, 1968 et 1969) et de quatre années de recharges excédentaires (1962, 1964, 1965 et 1966). La lame d’eau moyenne des années déficitaires (-100,73 mm) exprime la sollicitation des réservoirs souterrains. Cette sollicitation est devenue exceptionnelle en 1967 où la lame d’eau précipitée sur le bassin fut la plus faible de toute la chronique des pluies enregistrées de 1928 à 2000 (783 mm). Elle a induit une vidange d’environ 311 mm d’eau (I ≈ -311 mm). Mais, la recharge moyenne sensible (I = 172,60 mm) des quatre années excédentaires a fortement atténué le fort déficit des années déficitaires. De sorte qu’il transparaît de manière générale une recharge quasi-sensible d’environ 71,87 mm soit 1,38% des précipitations moyennes de cette période. Toutefois, la recharge moyenne qui découle de ces neuf années (I* = 20,75 mm) rend cet épisode déficitaire vis-à-vis de la recharge moyenne interannuelle

(Imoy = 128,77 mm pour Pmoy = 1464,08 mm) de la période globale d’observation (1961- 1986). Ce déficit s’élève à environ 108 mm (I = -108 mm). Au cours du second épisode (1970-1974) marqué par une ETR = 66,10% P, la recharge des réservoirs souterrains (I = 25,97% P) est plus importante que le ruissellement (R = 7,93% P). Aucune année déficitaire n’est enregistrée sur les cinq années de cet épisode dont la recharge moyenne très exceptionnelle a atteint une lame d’eau moyenne d’environ 527,16 mm soit 25,97% des pluies reçues par le bassin. Cette forte recharge a entraîné un excédent d’environ 398,38 mm par rapport à la recharge moyenne des réservoirs souterrains du bassin de 1961 à 1986. Le dernier épisode (1975-1986) est caractérisé par un ruissellement, quoique toujours faible (R = 11,50% P), plus important que la recharge (I = 3,66% P). Le régime de la recharge au cours de cet épisode se caractérise par deux années de recharge déficitaire (1979 et 1981) estimée en moyenne à -88,80 mm. Ce déficit de recharge traduit une forte sollicitation des réserves souterraines en eau au cours de ces années. Les dix autres années de cet épisode se caractérisent par une recharge moyenne égale à 70,32 mm. Sur l’ensemble des douze années qui constituent ce dernier épisode, la recharge moyenne observée (I* = 43,80 mm) est déficitaire vis-à-vis de la recharge moyenne interannuelle du bassin (Imoy =128,77 mm). Ce déficit s’élève à -84,97 mm. Les deux premiers épisodes s’inscrivent dans l’unique période humide (1950-1975) du bassin. Le caractère contrasté des recharges moyennes de ces deux épisodes, le premier plus long (9 ans) de recharge déficitaire, et le second très court (5 ans) de recharge

113 excédentaire, concorde avec la nature complexe de la période 1961-1975 mis en exergue dans l’analyse de la relation pluie-débit. Malgré cette subdivision observée dans le régime de la recharge des réservoirs souterrains, le caractère humide de cette période a contribué à la recharge de ces réservoirs devenue très exceptionnelle au cours des cinq dernières années (1970-1974) de cette période humide. Le dernier épisode (1975-1986) est caractérisé par une recharge déficitaire. Il ressort donc que sur les 26 années qui constituent la période d’analyse, les réserves souterraines ont été fortement sollicitées au cours de 21 années pour compenser les déficits d’écoulement suite probablement à la baisse des lames d’eau précipitées sur le bassin. Mais ce déficit a été conséquemment compensé par la recharge exceptionnelle des 5 dernières années (1970-1974) de l’unique période humide du bassin. En résumé, 80,77% des années de la période d’analyse de la recharge des réservoirs souterrains du bassin sont déficitaires (soit 34,62% pour la période humide et 46,15% pour la période sèche) contre seulement 19,23% d’années excédentaires (uniquement en période humide). La recharge des réservoirs souterrains du bassin a enregistré un déficit de 87,78% sur la période 1976-1986 engendré par la principale rupture climatique de 1975.

6-3. Discussion des résultats de l’impact de la variabilité climatique sur le bassin

L’étude de l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau de surface et souterraine du bassin versant de la Bagoé a concerné l’analyse de l’évolution de leurs indicateurs respectifs : l’écoulement de la Bagoé et la recharge des réservoirs souterrains. La lame d’eau (Le) moyenne écoulée, estimée à 215,43 mm, correspond à un débit moyen de 32,29 m3/s et un volume moyen d’eau écoulé d’environ 1,03 km3. Elle est moins significative par rapport à la lame d’eau moyenne écoulée (389 mm) dans la région d’Odienné (Savané, 1997) malgré la quasi-similarité des caractéristiques climatiques de ces régions. Mais, comparée à la lame d’eau (94 mm) écoulée dans la région de Korhogo (Jourda, 2005), elle révèle que la tendance soudano-guinéenne domine le plus dans le climat général du bassin versant de la Bagoé bien qu’il s’agisse d’une zone de transition (De la Tour et al., 1963 ; Kientz, 1993) entre les climats soudano-sahélien et soudano-guinéen de cette partie du pays. Le coefficient d’écoulement moyen (Ke = 0,15) dont la connaissance est capitale dans le dimensionnement des ouvrages hydrauliques, et ses variantes en année quinquennale sèche (Ke5 = 0,12) et en année décennale sèche (Ke10 = 0,08), sont inférieures à celles obtenues toujours dans la région d’Odienné où ces coefficients sont : Ke = 0,34 ; Ke5 = 0,24 ;

Ke10 = 0,17 (Dagnoko, 2001). Il faut signaler toutefois qu’à la différence de la région de Korhogo (Jourda, 2005) qui appartient au système hydrologique du fleuve Bandama interne

114 au territoire ivoirien, les régions de Boundiali, Tengréla et Odienné sont, au plan hydrologique, tributaire du bassin du Niger. La forte différence des coefficients d’écoulement qui caractérise les cours d’eau de ces régions peut provenir des caractéristiques physiographiques et des conditions naturelles des sous-bassins qui constituent leurs unités hydrologiques. Le coefficient de tarissement moyen (α = 0,03 j-1) de la Bagoé à Kouto s’inscrit dans la gamme des coefficients de tarissement du fleuve Niger et ses affluents, par exemple le Bani à Douna au Mali (0,02 ≤ α ≤ 0,03 j-1 voire 0,04 j-1) et le Niger à Koulikoro (0,02 ≤ α ≤ 0,03 j-1 voire 0,04 j-1) également au Mali (Bricquet et al., 1997). Relativement plus élevé, le coefficient de tarissement de la Bagoé à Kouto traduit bien que ce cours d’eau est un sous- affluent du Niger plus exposé au tarissement, et dont les eaux contribuent à l’écoulement du Niger par l’intermédiaire du Bani. Le tarissement de la Bagoé se rapproche de celui du N’Zi dont les coefficients de tarissement fluctuent entre 0,04 et 0,06 j-1 spécifiquement à Dimbokro (Goula et al., 2005) et de manière générale entre 0,03 et 0,04 j-1 à toutes ses stations hydrométriques de M’Bahiakro à N’Zianoa (Kouassi, 2007). Sur le N’Zo, affluent du fleuve Sassandra à Kahin, les coefficients de tarissements varient de 0,03 à 0,04 j-1 (Goula et al., 2005). Toujours sur le Sassandra à Piébly dans la région de Buyo, le coefficient moyen de tarissement fluctue entre 0,02 et 0,03 j-1 (Coulibaly, 1997 ; Savané et al., 2001). Le tarissement sur le Sassandra est moins important que le tarissement sur la Bagoé et le N’Zi. En effet, contrairement à ces deux cours d’eau qui présentent au sein de leurs bassins versants plusieurs ouvrages hydrauliques à vocation agro-pastorale et assurant aussi l’AEP des grandes localités qu’ils abritent, il existe très peu d’aménagements de ce genre sur le bassin versant du Sassandra (Aka et al., 1997). Les perturbations anthropiques (Brou et al., 1997) du régime hydrologique seraient donc de moindre importance sur le Sassandra par comparaison aux bassins du N’Zi et de la Bagoé. A l’instar des autres régions soudano-sahéliennes du Nord de la Côte d’Ivoire, le bassin versant de la Bagoé et le Nord de celui du N’Zi abritent de nombreux barrages hydro-agricoles et pastorales (Agrar und Hydrotechnik Gmbh, 1986 ; ANADER-GTZ, 1996 ; DCGTx, 1996 ; Cecchi, 1998), sources de réduction des apports à l’écoulement de surface donc d’accentuation de la vidange des réservoirs souterrains. Les forts coefficients de tarissement qui caractérisent ces fleuves, en sont la résultante. Avant la rupture hydrologique intervenue sur le bassin, le tarissement (α = 0,022 j-1) de la Bagoé est resté relativement moins prononcé. Par contre, il a été très prononcé après ladite rupture (α =0,036 j-1). Les volumes d’eau mobilisés par les réservoirs souterrains du bassin ont évolué suivant les fluctuations du coefficient de tarissement. En effet, le volume moyen interannuel de cette lame d’eau (0,72 km3) restituée au lit de la Bagoé pour soutenir son écoulement de

115 surface, à l’instar de celles des régions citées en exemple, correspond à 69,90% des quantités d’eau qui s’écoulent à la station hydrométrique de Kouto. Cette lame d’eau a évolué de manière asynchrone par rapport au coefficient de tarissement sur toute la période d’analyse tout comme l’ont observé Goula et al. (2005) sur les bassins versant du N’Zo et du N’Zi. Fadika et al. (2008) ont également fait cette même observation dans l’Ouest côtier de la Côte d’Ivoire sur les fleuves Tabou, Dodo, Néro et San Pédro. Avant la rupture hydrologique, le volume moyen de cette lame d’eau mobilisée par les réservoirs souterrains a atteint 1,13 km3 soit 71,07% du volume d’eau moyen ruisselée (1,56 km3). Après ladite rupture, cette sollicitation des ressources hydriques souterraines est passée à 66,70% d’un volume d’eau moyen écoulée très amenuisée (0,66 km3). Les volumes d’eau écoulées et mobilisées par les réservoirs souterrains ont été fortement dégradés après la rupture hydrologique intervenue dans le régime de l’écoulement de la Bagoé en 1970. A l’instar des autres fleuves de l’Afrique de l’Ouest et Centrale (Aka et al., 1997 ; Bamba et al., 1997), cette rupture a consacré la baisse de ces volumes d’eau suite à la diminution de la lame d’eau précipitée sur le bassin surtout après la rupture climatique (tardive) de 1975. L’évolution des valeurs moyennes interannuelles de tous ces paramètres hydrologiques illustre bien une baisse de l’écoulement de la Bagoé depuis 1961 plus prononcé que la baisse des précipitations. Cet amenuisement de l’écoulement s’inscrit dans le contexte général de la dégradation de l’écoulement des cours d’eau ouest-africains (Olivry, 1987 ; Hubert et Carbonnel, 1987 ; Sircoulon, 1987 ; Aka et al., 1997 ; Bamba et al., 1997 ; Bricquet et al., 1997 ; Orange et al., 1997). Cet amenuisement est consécutif à la baisse plus ou moins sensible des précipitations, notée depuis les années 1970 en Afrique de l’Ouest. A côté des variations interannuelles des caractéristiques de l’écoulement de la Bagoé, les variations inter-mensuelles s’illustrent par un hydrogramme monophasé ou unimodal synonyme d’un régime hydrologique marqué par une période unique des crues et une période unique des étiages. Ce comportement de l’hydrogramme des débits moyens mensuels et interannuels de la Bagoé est identique à ceux du Bandama blanc et ses affluents le Badénou et le Lafigué dans la région de Korhogo (Jourda, 2005). Il se rapproche également de celui de l’Ouaïréba, affluent du Mahandiabani, à Wahiré dans la région du Denguélé (Chuzeville, 1990). Il faut signaler qu’à la différence du Bandama et ses affluents, l’Ouaïréba ou Mahandiabani et la Bagoé sont des sous-affluents du fleuve Niger en territoire ivoirien. Le caractère monophasé de l’hydrogramme de la Bagoé est typique des régimes hydrologiques simples ou élémentaires dits régime tropical pur, caractéristique des régions soudano- sahéliennes à guinéennes du Nord de la Côte d’Ivoire (NEA, 1978 ; Agrar und Hydrotechnik Gmbh et al., 1986).

116

L’analyse de la relation pluie-débit à la suite des variables statistiques des paramètres de l’écoulement, mise en œuvre par l’analyse simultanée des lames d’eau annuelles précipitées (pluies) et écoulées (débits), a révélé des anomalies sur la période 1967-1974. Au cours de cette période, la relation pluie-débit est demeurée asynchrone. En effet, lorsque les précipitations furent en baisse, occasionnée par l’occurrence des séquences d’années sèches (1967-1969) au cours de l’unique période humide du bassin, les débits mesurés à la station de Kouto sont restés importants. De même, les fortes pluviométries qui ont suivi de 1970 à 1974 n’ont nullement amélioré ces débits qui ont fortement chuté, exprimant une augmentation continue du tarissement (Mahé et Olivry, 1997). Goula et al. (2005) ont également fait une telle observation dans le régime du fleuve N’Zi dont les coefficients de tarissement ont augmenté en période humide (1956-1969), correspondant à une baisse des débits, et diminué en période sèche (1970-1996) traduisant une hausse des débits en période sèche. Ces perturbations du régime hydrologique des cours d’eau vis-à-vis des précipitations, résultent du prolongement sur plusieurs années des déficits pluviométriques (Olivry et al., 1998 ; Mahé et al., 2002 ; 2003 ; 2005) enregistrés sur le bassin. Et, du fait que le fonctionnement hydrologique, en particulier des cours d’eau ouest-africains, est souvent calqué sur le régime des précipitations (Bricquet, et al., 1997 ; Goula et al., 2005), les fluctuations asynchrones des lames d’eau écoulées et précipitées auraient exacerbé sur le bassin de la Bagoé la relation rétention-restitution (Chuzeville, 1990). Par cette relation (figure 37) qui lie les cours d’eaux superficielles aux nappes d’eau des réservoirs souterrains, lorsque les cours d’eau sont en régime de tarissement (période d’étiage) faute d’apports atmosphériques en eaux, les réserves souterraines sont sollicitées (Chuzéville, 1990). Cette sollicitation correspondant à la phase de restitution des réserves souterraines, s’étend aussi bien latéralement qu’en profondeur et dure le temps du tarissement. Lorsque le bassin rentre dans sa phase humide (période des pluies ou période des crues) les aquifères sollicités reconstituent prioritairement leurs réserves. Cela se fait en tenant compte des caractéristiques géologiques, pédologiques, hydrodynamiques, etc., de l’aquifère jusqu’à ce que le niveau piézométrique ou la surface d’échange nappe-rivière (Bricquet et al., 1997) soit suffisamment remonté pour permettre l’écoulement dans le lit de la rivière. Le prolongement dans le temps de la phase de restitution suite à l’incidence des déficits pluviométriques répétés (Orange et al., 1997) sur plusieurs années, crée des déficits au niveau de la rétention ou phase de reconstitution des réserves souterraines. Ces réserves accusent alors des déficits de renouvellement qui s’étalent sur plusieurs années. Une telle situation pourrait donc être à l’origine des perturbations de la relation pluie-débit notées sur

117 la Bagoé, traduites par le manque de concordance entre la pluviométrie et l’écoulement (Bricquet et al., 1997) au cours de la période 1967-1974.

Figure 36 : Apport en eau entre une rivière et une nappe phréatique (Réméniéras, 1972)

La relation de rétention-restitution des réservoirs hydrogéologiques est régulatrice des débits (http:www.eccentrix.com/members/hydro/etiage.htm). Produite pendant la période 1967-1974 par des retards de plusieurs années, elle illustre l’effet mémoire du bassin (Bricquet et al., 1997 ; Orange et al., 1997). Cette situation se présente comme si le bassin de la Bagoé, à l’instar du bassin de l’Oubangui (Orange et al., 1997) et d’autres bassins d’Afrique (Aka et al., 1997 ; Bamba et al., 1997), a enregistré en cumul les déficits hydrologiques successifs des années antérieures de mauvaises pluviométries et des apports réduits aux nappes phréatiques qui s’en sont suivis. Fort de cela, la période des anomalies de la relation pluie-débit constitue une période de perturbation majeure du fonctionnement hydrologique global du bassin. L’effet mémoire du bassin résulte probablement de la longue période de déficits annuels successifs des précipitations de 1928 à 1949 qui a induit une forte réduction des réserves d’eau souterraine, et qui serait réactivée au cours de la période humide par les occurrences d’années sèches de 1967 ; 1968 et 1969. La complexité de cette situation hydrologique du bassin versant de la Bagoé est qu’il est difficile de vérifier une telle assertion. En effet, à la suite de la période sèche allant de 1928 à 1949 qu’a connu le bassin, dans un premier temps, les données de débits n’existant qu’à partir de 1961, il n’est pas possible de mesurer l’ampleur de l’impact des déficits pluviométriques de cette période sèche

118 sur l’écoulement. Il en est de même des onze premières années de la période humide, c'est-à- dire de 1950 à 1960, où il n’est pas non plus possible de connaître le comportement hydrologique du bassin. Dans un second temps, les débits n’ont évolué de manière synchrone avec les bonnes pluviométries enregistrées sur le bassin au cours de l’unique période humide que de 1961 à 1966 (sur six années). Et, malgré la survenue des séquences sèches de 1967 à 1969 où les précipitations ont fortement chuté, l’écoulement a continué avec de bons débits. L’effet de ces années sèches au cours de la période humide ne s’est ressenti qu’à partir de 1970 jusqu’en 1974. Or, ces dernières années de ladite période ont été les meilleures du bassin en termes de pluviométrie. Une telle situation traduit bien que malgré le retour de séquences climatiques humides (Orange et al, 1997), le bouleversement du fonctionnement hydraulique de la Bagoé a persisté à la station de Kouto. Après 1974, la baisse des débits s’est poursuivie de manière synchrone avec la baisse de la pluviométrie tout au long de la période sèche du bassin allant de 1975 à 2000. Cette complexité de la relation pluie-débit à la surface du bassin de la Bagoé ne peut pas provenir de l’influence de plusieurs régimes pluviométriques (Aka et al., 1997) contrairement aux autres fleuves ivoiriens qui coulent du Nord au Sud en traversant plusieurs zones climatiques. En effet, sur le bassin versant de la Bagoé, il n’existe qu’une seule période très courte de pluie (avril-mai à septembre-octobre) et une longue période sèche bien marquée d’octobre à avril (Girard, 1961 ; De la Tour et al., 1963 ; NEA, 1978 ; Agrar und Hydrotechnik Gmbh, 1986 ; Kientz, 1993). Les modifications de la relation pluie-débit à la surface du bassin versant de la Bagoé pourraient aussi bien résulter de la forte pression anthropique exercée sur les ressources en eau suite à l’exacerbation des déficits pluviométriques des années 1970. En effet, face à la raréfaction de ces ressources, le Nord de la Côte d’Ivoire a connu de nombreuses mutations socio-économiques (Brou, 2005). En matière de mobilisation des ressources en eau, des aménagements hydrauliques ont été entrepris en vue de faire face à ces déficits hydriques. Les départements de Boundiali et Tengréla, tout en s’intégrant dans la dynamique des aménagements ruraux (DCGTx, 1996) à l’instar des autres départements du Nord, ont bénéficié de la construction de barrages hydrauliques. Ces ouvrages sont complétés par des canalisations d’irrigation et des aménagements de Prise au Fil d’Eau (PFE) (Agrar und Hydrotechnik Gmbh et al., 1986 b ; ANADER-GTZ, 1996). Ils ont été réalisés en majorité dans les années 1970 (JICA, 2001 b) pour assurer l’Alimentation en Eau Potable (AEP) des populations de même que pour satisfaire les besoins en eau au plan agricole et pastoral. Cette période des fortes sécheresses connues en Afrique de l’Ouest, coïncide avec celle des anomalies antérieurement relevées dans la relation pluie-débit. Dans le département de

119

Boundiali, couvert en grande partie par le sous-bassin versant de Kouto, il existe plusieurs barrages à proximité des localités de Gbémou, Kolia, Gbon, Kouto, Tyasso, Pingvongo, Leunyougo. L’existence de ces barrages sur les affluents de la Bagoé, surtout en amont de la station hydrométrique de Kouto, est l’indication de pressions anthropiques exercées sur les ressources en eau. Selon Aka et al. (1997), ces barrages contribuent à amplifier les perturbations du régime hydrologique des cours d’eau suscitées par la sécheresse. En effet, Kingumbi (2006) a indiqué dans cet ordre d’idée sur le bassin de l’Oued Merguellil en Tunisie que ces aménagements de conservation d’eau sont l’objet d’importants prélèvements d’eau qui entraînent la forte baisse du niveau piézométrique, favorisant l’assèchement en surface des cours d’eau, donc la réduction des apports à l’écoulement de base. Et cela peut perdurer malgré une certaine reprise des précipitations. Ces observations montrent que les importantes quantités d’eau retenues dans ces ouvrages constituent des déficits à l’écoulement des cours d’eau. Hormis l’inadéquation observée dans les régimes des précipitations et de l’écoulement à la surface du bassin, le régime hydrologique de la Bagoé s’inscrit dans le contexte général de l’écoulement des cours d’eau en Afrique. En effet, l’écoulement de la Bagoé a connu la principale rupture de 1970 révélée par divers auteurs dans le régime hydrologique des cours d’eau (Olivry, 1987 ; Aka et al., 1997 ; Mahé et al., 1997; Bricquet et al., 1997). Cette rupture a consacré la baisse des écoulements sur le bassin de 1971 à 1986, traduite par la dégradation de ses paramètres : baisse des lames d’eau écoulées donc des volumes d’eau ruisselés, hausse des coefficients de tarissement, forte sollicitation des réserves souterraines. L’antériorité de la rupture hydrologique produite en 1970) par rapport à la rupture climatique principale tardive (produite en 1975) serait due particulièrement à l’événement pluvieux extrême le plus faible du bassin enregistré en 1967. L’effet fortement marqué du déficit hydrique occasionné par cette année sèche a certainement précipité cette rupture dans l’écoulement de la Bagoé. L’important écart qui sépare la rupture hydrologique (1970) de la rupture climatique tardive (1975) montre que le bassin est rentré plus vite en récession hydrique hydrologique à travers la baisse de l’écoulement. Tandis que la récession hydrique climatique illustrée par la baisse des précipitations est intervenue cinq années plus tard en 1975. Ce décalage entre la baisse des pluies et des débits sur le bassin peut aussi être à l’origine de la relation asynchrone entre les lames d’eau écoulées et précipitées. La modélisation de l’écoulement de la Bagoé, réalisé sur le sous-bassin versant de Kouto défini à cet effet, a été mise en œuvre par le modèle conceptuel global GR2M. Les résultats obtenus à la suite des simulations effectuées sur les sous-séries constituées suivant le découpage climatique et le procédé du split-sample test, se sont soldées par de mauvais

120 critères de Nash en particulier en validation. La dégradation de ces critères s’est illustré par des valeurs très faibles voire négatives comme l’a aussi noté Kouassi (2007) sur le bassin du N’Zi. Ces mauvais critères de Nash ont été obtenus en calage tout comme en validation surtout sur la période sèche, c’est-à-dire après la rupture climatique significative de 1975. Suite à ces mauvais résultats, les simulations ont été portées sur des sous-séries constituées sur chaque période climatique suivant le procédé du split-sample test (Ardoin- Bardin, 2004). Les performances du modèle GR2M ont été alors nettement améliorées pour les simulations menées sur les sous-séries (1961-1965 et 1966-1975) constituées sur la période humide (1961-1975). Pour ces simulations, les valeurs de Nash obtenues en calage sont satisfaisantes : 68,10 pour le calage sur la sous-série 1966-1975, validé sur la sous-série 1961-1965 et 78,60 pour le calage sur la sous-série 1961-1965 validé sur la sous-série 1966-1975. La validation des calages ainsi réalisés ont donné également des valeurs satisfaisantes (respectivement 69 et 52,10). Elles s’inscrivent dans l’intervalle des valeurs obtenues par Ardoin-Bardin (2004) sur le Sassandra (62 ≤ Nash calage ≤ 90,20 ; 21,10 ≤ Nash validation ≤ 83,40). Il en est de même des critères de Nash obtenues par Kouassi (2007) sur le N’Zi (49 ≤ Nash calage ≤ 81 ; 39 ≤ Nash validation ≤ 77). Les valeurs obtenues aussi par Dibi (2008) dans la région d’Aboisso sur la Bia (Nasch calage = 72,40 ; Nasch validation = 52,40) confortent les résultats de ces simulations. Le modèle apparait donc performant sur le bassin de la Bagoé lorsque les simulations sont effectuées sur des sous- séries constituées sur la période humide. Kouassi (2007) a également fait cette observation en indiquant par rapport au bassin du N’Zi que les performances obtenues en calage comme en validation sur la période humide sont plus élevées que celles obtenues en période sèche. Concernant le bassin versant de la Bagoé (sous-bassin de Kouto), les simulations effectuées sur les sous-séries (1976-1978 et 1979-1986) constituées sur la période sèche (1976-1986) ont donné des critères de Nash fortement dégradés en calage et en validation à l’exception du calage fait sur la sous-série 1976-1978 (Nash calage = 77,2) plus proche de la fin de la période humide dont les effets s’en ressentent encore. Mais ce calage s’est soldé en validation par un critère de Nash négatif sur la sous-série (1979-1986). Contrairement à la période humide, la période sèche ne permet pas de tester la performance du modèle GR2M sur le bassin. La mauvaise performance avérée du modèle GR2M sur le bassin au cours de la période sèche est révélatrice des profondes modifications des paramètres de l’écoulement de la Bagoé donc de son régime, survenues après la rupture climatique significative de 1975. Ces modifications observées sur toute la période sèche, résultent de l’intensification des activités

121 anthropiques matérialisées par la construction de nombreux barrages (tableau XXXIV) sur les affluents de la Bagoé face à l’exacerbation des déficits pluviométriques indiqués tantôt.

Tableau XXXI : Inventaire descriptif des barrages hydrauliques réalisés sur la Bagoé CARACTERISTIQUES CONSTRUCTION COORDONNEES GEOMETRIQUES SITUATION/STATION BARRAGE UTILISATION Surface Hauteur digue DE KOUTO* Année Société Longitude Latitude (km²) (m) Baya 1 1986 SODEPRA 6,16 9,54 ELEVAGE 6,00 3,55 Amont Baya 2 1988 SODEPRA 6,11 9,65 ELEVAGE 9,00 4,00 Amont Blésségué 1983 SODEPRA -6,22 10,13 ELEVAGE 5,00 4,25 Aval RIZICULTURE Gbémou 1979 -6,33 9,28 72,00 15,00 Amont MARAICHAGE Gbon 1976 -6,25 9,49 RIZ 12,00 Amont Gbon 1 1983 SODEPRA -6,27 9,49 ELEVAGE 2,20 3,60 Amont Gbon 2 1983 SODEPRA -6,29 9,53 ELEVAGE 9,50 4,30 Amont Iribasso 1985 SODEPRA -6,19 10,36 ELEVAGE 17,00 4,50 Aval Kanakono 1 1983 SODEPRA -6,12 10,23 ELEVAGE 20,00 4,00 Aval Kanakono 2 1987 SODEPRA -6,14 10,22 ELEVAGE 14,00 4,25 Aval Kolia 1 1984 SODEPRA -6,25 9,45 ELEVAGE 6,00 4,30 Amont Kolia 2 1987 SODEPRA -6,3 9,43 ELEVAGE 8,50 4,00 Amont Kolonza- 1988 SODEPRA 6,22 10,39 ELEVAGE 10,00 4,50 Aval koulousson Kouto 1987 SODEPRA -6,24 9,33 ELEVAGE 8,00 4,00 Amont Landiougou 1988 SODEPRA -6,23 9,31 ELEVAGE 9,00 3,60 Amont Loumara 1983 SODEPRA 6,19 10,22 ELEVAGE 25,00 3,40 Aval Nondara 1987 SODEPRA -6,17 9,46 ELEVAGE 10,00 4,25 Amont Ponondougou 1 1986 SODEPRA -6,32 9,3 ELEVAGE 7,00 4,50 Amont Ponondougou 2 1988 SODEPRA -6,18 9,3 ELEVAGE 10,00 4,75 Amont Popo 1988 SODEPRA -6,19 10,19 ELEVAGE 16,00 4,00 Aval Pourou 1987 SODEPRA -6,17 10,24 ELEVAGE 7,50 4,25 Aval San 1985 SODEPRA 6,26 10,24 ELEVAGE 25,00 4,50 Aval Sissédougou 1986 SODEPRA -6,32 9,3 ELEVAGE 7,00 4,50 Amont Sissengué 1989 SODEPRA -6,13 10,26 ELEVAGE 17,00 4,25 Aval Tabakorani 1987 SODEPRA -6,26 10,05 ELEVAGE 5,00 4,25 Aval Tengréla 1975 SCETI -6,25 10,26 AEP 68,00 8,25 Aval Tengréla-Est 1985 SODEPRA 6,21 10,3 ELEVAGE 10,50 5,30 Aval Tengréla-Nord 1985 SODEPRA -6,23 10,31 ELEVAGE 7,00 4,40 Aval Tiasso 1988 SODEPRA -6,15 9,42 ELEVAGE 10,50 4,50 Amont Tiongoli 1987 SODEPRA 6,16 10,35 ELEVAGE 9,00 4,40 Aval Yélé 1988 SODEPRA 6,14 9,8 ELEVAGE 9,00 3,60 Amont Zanguinasso 1987 SODEPRA -6,22 10,02 ELEVAGE 10,00 3,80 Aval Zélésso-féni 1983 SODEPRA 6,31 10,31 ELEVAGE 9,00 3,40 Aval Zélésso- 1983 SODEPRA 6,28 10,3 ELEVAGE 4,00 3,50 Aval Flabougou

* fait allusion à la station hydrométrique de Kouto

Tous ces barrages destinés surtout aux activités agropastorales, ont pour la plus grande part été construits au cours de la période sèche de 1975-2000. La proportion des

122 ouvrages réalisés sur la période 1975-1986 atteint 52,94%. Dans ce pourcentage, 44,44% d’ouvrages, dont celui de Gbémou de très grande capacité (16 millions 100 milles m3) se trouvent en amont de la station hydrométrique de Kouto. Les fortes quantités d’eau retenues dans ces ouvrages perturbent conséquemment le régime naturel de l’écoulement. Ainsi, les débits mesurés à la station hydrométrique de Kouto ne reflètent plus la réalité de l’écoulement de la Bagoé donc de la réponse du bassin. Les mauvaises performances du modèle GR2M observées sur la période sèche, du fait de l’existence d’hétérogénéités survenues dans l’écoulement de la Bagoé font suite à l’intensification des activités anthropiques sur le bassin au cours de cette période. Elles indiquent une limite de ce modèle linéaire à prendre en compte ces réalités du bassin. Ces hétérogénéités pourraient aussi bien traduire la complexité des états de surface du bassin et de ses caractéristiques physiographiques, géologiques, structurales, pédologiques et hydrogéologiques influençant l’écoulement. Il est donc envisageable d’expérimenter sur le bassin les modèles distribués qui prennent en compte dans leur structure ces propriétés du bassin et qui ont aussi la possibilité d’intégrer les modifications environnementales subites. Au niveau des ressources en eau souterraines, le régime de la recharge des réservoirs souterrains analysé à travers la lame d’eau infiltrée reste marqué par un déficit de l’ordre de 87,78% après la rupture climatique de 1975. Ce fort taux s’explique par l’action conjuguée de la baisse des précipitations et des perturbations du régime de l’écoulement engendrées par cette baisse, mentionnées précédemment comme étant l’une des causes des mauvaises performances du modèle GR2M sur la période sèche de 1976-2000. La recharge moyenne sur le bassin s’est réalisée à hauteur de 128,70 mm soit 8,79% des pluies moyennes reçues de 1961 à 1986. Cette proportion beaucoup proche des estimations pessimistes de la recharge (6%) des réservoirs souterrains obtenus dans le Nord- Ouest de la Côte d’Ivoire, région du Denguélé (Savané et Sangaré, 1997), met en exergue la faiblesse des lames d’eau infiltrées sur le bassin. La faiblesse de la recharge moyenne se perçoit de manière qualitative par la longueur des phases de déficit et d’excédent de recharge. En effet, sur toute la durée de la période d’observation, la recharge n’a été efficace que de 1970 à 1974 soit 19,23% des années de la période d’observation. La proportion d’années restante soit 80,77%, est celle des déficits de recharge également endurés en Afrique de l’Ouest et Centrale. Ces années déficitaires sont reparties de part et d’autre de la période excédentaire. Neuf années (1961-1969) soit 34,62% se trouvent avant la période excédentaire et 12 années (1975-1986) soit 46,15% se trouvent après ladite période. Une telle répartition exprime nettement l’exacerbation des déficits hydriques endurés dans la région, car ces deux

123 périodes (avant et après la phase excédentaire) ont été marquées par des déficits respectifs de -108 mm et -84,97 mm. Toutefois, au cours des cinq années de recharge excédentaire, les réservoirs souterrains ont reçu une recharge moyenne très importante atteignant 527,17 mm soit 409,60% de la lame d’eau interannuelle infiltrée. L’excédent de 310,02 mm (400% de la moyenne interannuelle) a contribué à atténuer statistiquement les forts déficits enregistrés sur les 21 autres années de déficits prononcés repartis de part et d’autre de la période excédentaire. Au regard de la recharge moyenne calculée en divers points de la Côte d’Ivoire, celle des réservoirs souterrains du bassin versant de la Bagoé, quoique faible, évolue dans le même ordre de grandeur que celle obtenue sur le bassin versant du N’Zi (332 mm ≤ Imoy ≤ 354 mm) (Kouassi, 2007). La forte recharge notée sur le bassin versant du N’Zi peut se justifier par l’étendue de ce bassin qui partant du Nord au Sud, bénéficie des apports en eau de différents régimes pluviométriques du fait des différents climats traversés. Car, la recharge des nappes (réservoirs souterrains) se fait de manière proportionnelle aux précipitations (Hugues, 2004) reçues sur un bassin. Cette observation est confortée par les recharges importantes obtenues par Saley (2003) en climat de montagne (Imoy = 375 mm) dans l’Ouest de la Côte d’Ivoire où les précipitations sont très élevées et par Dibi (2008) en climat humide à deux saisons de pluies (365 mm ≤ Imoy ≤ 470 mm) dans le Sud-Est (région d’Aboisso). Les différentes lames d’eau infiltrées obtenues sur le bassin versant de la Bagoé ont été calculées par la méthode du bilan mensuel d’eau de Thornthwaite. Kouassi (2007) a indiqué que ces lames d’eau infiltrées ont été sous-estimées car l’approche du bilan de Thornthwaite n’est pas assez précise sur la distribution des excédents du bilan hydrologique entre l’écoulement et l’infiltration. De plus, cette approche ne tient pas compte des facteurs environnementaux, morphologiques, géologiques et climatiques (Kouamé, 1999).

Conclusion partielle

A la suite de la variabilité spatio-temporelle des précipitations mise en évidence sur le bassin, les ressources en eau de surface sont entrées en baisse depuis 1970, année de la principale rupture hydrologique intervenue dans le régime de l’écoulement de la Bagoé. Cette baisse, exprimée par un déficit d’écoulement ayant atteint 58,63% après la rupture hydrologique, a été entretenue par la dégradation des paramètres de l’écoulement à savoir : une lame d’eau moyenne écoulée en forte baisse, des coefficients de tarissement en hausse et une forte sollicitation des réserves souterraines qui d’ailleurs restent insuffisantes pour compenser les déficits d’écoulement en surface. De plus, la relation pluie-débit a connu des

124 perturbations dues à des anomalies produites au cours des années 1967-1974. Ces anomalies s’apparentent à l’expression de la mémoire hydrologique du bassin qui s’est illustrée par une hausse des débits pendant que les précipitations baissaient suite à la survenue des séquences sèches des années 1967, 1968 et 1969 au cours de l’unique phase humide du bassin. Après ces séquences sèches, les débits ont régressé pendant que la pluviométrie s’améliorait considérablement sur le bassin de 1970 à 1974. Le modèle conceptuel global GR2M a aussi révélé des perturbations d’origine anthropique de l’écoulement suscitées par les importants prélèvements d’eau dus à la construction de nombreux barrages pour faire face à l’exacerbation des déficits hydriques des années 1970. En effet, sur cette période, les calages et validations effectués ont donnés de très mauvais critères de Nash. Du fait de la forte dégradation des critères de Nash obtenus (valeurs négatives), il revient d’indiquer que le modèle GR2M ne convient pas pour modéliser le comportement d’un bassin qui comporte en son sein des aménagements hydrauliques. Toutefois, ce modèle a mieux simulé les écoulements de la Bagoé sur le sous-bassin de Kouto au cours de la période humide où la majorité de ces ouvrages n’existait pas encore. La recharge des réservoirs souterrains a connu trois phases dont deux au cours de la période humide. De 1961 à 1969 (au cours de la période humide), la recharge est restée déficitaire malgré les bonnes pluviométries enregistrées. C’est au cours des cinq dernières années de cette période humide (1970-1974), phase de recharge excédentaire, que le bassin a reconstituée au maximum ses réserves. Par la suite, au cours de la dernière phase, c’est-à-dire de 1975 à 1986, cette recharge s’est fortement amenuisée. En effet, après la rupture climatique significative de 1975, elle a connu un déficit de 87,78%. Comment donc l’impact de la variabilité des précipitations, fortement ressenti sur le régime de l’écoulement de la Bagoé, se perçoit-il au plan spatial et à l’échelle saisonnière dans le comportement hydrique global du bassin ? Cette importante préoccupation a conduit à l’étude de la dynamique saisonnière de l’état hydrique du bassin de la saison humide à la saison sèche en s’appuyant sur l’analyse des longueurs de drains humides des cours d’eau du réseau hydrographique. Cette étude s’inscrit dans le cadre de l’analyse de l’impact de la variabilité climatique sur les états de surfaces au sol des bassins versants, ici matérialisé par le réseau hydrographique.

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Chapitre 7 : ETAT HYDRIQUE SAISONNIER DU BV DE LA BAGOE

7-1. Aspect physiographique saisonnier des cours d’eau

7-1-1. Référence d’appréciation de l’aspect des cours d’eau sur les images

L’appréciation des différents états des cours d’eau du bassin s’appuie sur les figures 43 et 44. La première (figure 40) est une fenêtre de 241,60 km² faite sur la scène 198-053 du 21 décembre 1999, cadrée sur le barrage de Nafoun. La seconde (figure 41) en est une interprétation graphique ressortant les colorations des parties toujours en eau ou encore humide du barrage et des parties totalement asséchées. Suivant la composition colorée ETM+ 5-7-2 réalisée à titre illustratif sur l’image 198-053 du 21 décembre 1999, la présence d’eau dans le barrage de Nafoun est indiquée en couleur bleue. Cette coloration est très foncée (virant au noir) au niveau des pixels qui décrivent les zones à forte concentration en eau du barrage et dont le plan d’eau est aussi bien dégagé. Les bras totalement secs épousent la coloration de fond de l’image qui varie en fonction des endroits. A l’aide de ces observations-guides, l’analyse de l’occurrence des cours d’eau a été généralisée à l’ensemble du réseau hydrographique du bassin versant de la Bagoé à partir des compositions colorées (ETM+ 5-7-2 et ETM+ 8-2-5) et des différents indices calculés. La nécessité de ces observations tient de ce que les drains du réseau hydrographique sont effilés, étirés et allongés. Quelquefois, le plan d’eau est difficilement perceptible car envahi ou recouvert par la végétation (forêts galeries). Leur zone d’engorgement (Nonguierma, 1994 b) ou de débordement quand elles existent ne sont pas aussi étendues qu’au niveau des barrages. De plus, les différents bras des cours d’eau du réseau hydrographique du bassin de la Bagoé ne retiennent pas l’eau dans les mêmes proportions que les barrages. Il est donc important de procéder à l’observation discriminatoire des drains humides et des drains totalement asséchés des cours d’eau pour surtout parvenir à sélectionner l’indice d’humidité le plus adéquat.

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Figure 37 : Référence de discrimination de l’aspect bras des cours d’eau (ETM+ 5-7-2)

Figure 38 : Interprétation du support de discrimination de l’aspect des cours d’eau

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7-1-2. Caractérisation de l’aspect des bras de la Bagoé et choix d’un indice d’humidité

Au niveau des compositions colorées, la ETM+ 5-7-2 (figure 42 a) présente en bleu comme précédemment les portions toujours eau des cours d’eau. Les portions légèrement asséchées mais encore humides ont une coloration bleue très atténuée (bleu-ciel). Cette forte atténuation est due à la faible concentration d’eau dans les bras des cours d’eau contrairement au barrage qui est un important réservoir de stockage d’eau. Quant aux portions totalement sèches, elles épousent également la coloration de fond de l’image.

Figure 39 : Discrimination de l’occurrence des cours d’eau sur des compositions colorées : a) ETM+ 5-7-2 ; b) ETM+ 8-2-5

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Ces observations sont les mêmes avec la composition colorée ETM+ 8-2-5 (figure 42 b) à la seule différence que la présence d’eau est indiquée par la couleur verte. Pour les portions légèrement asséchées donc encore humides, cette coloration vire au jaune (vert-jaune). Les portions totalement sèches apparaissent comme précédemment décrit. La bonne discrimination des trois aspects des cours d’eau sur ces deux compositions colorées laisse toutefois subsister une indétermination au niveau des portions qui apparaissent en couleur marron. Cela traduirait probablement au niveau de ces portions une réduction du contraste entre les surfaces eau-sol-végétation. La présence de végétation (forêts galeries) peut également masquer les surfaces d’eau et annihiler par leur réflexion des rayonnements électromagnétiques, celle de l’absorption de l’eau. Pour pallier cette insuffisance relevée au niveau des compositions colorées, l’investigation s’est poursuivie avec les différents indices explorés. Au niveau des indices calculés, concernant les indices d’humidité proposés par Nonguierma (1994 b), les indices IH1, IH2 et IH3 (figure 43 a) ressortent l’ensemble du réseau hydrographique en teinte blanche. Ils ne permettent pas de distinguer les portions contenant encore de l’eau et celles encore humides ou fraîchement asséchées des portions totalement asséchées des cours d’eau. Le contraste entre ces portions n’est donc pas suffisamment perceptible. Ces indices font ressortir l’ensemble du réseau en tant que zones humides ; ce qui est juste de par leur définition. De ce fait, ils ne satisfont pas les objectifs recherchés car le réseau hydrographique ne pouvant contenir de l’eau à un niveau optimal toute l’année, surtout au cours de la période sèche. Or, il est question dans la thématique développée de parvenir à une discrimination nette de ces portions des cours d’eau selon qu’elles contiennent encore de l’eau ou qu’elles sont totalement asséchées. Les indices IH4 et IH5 (figure 43 b) par contre offrent cette discrimination. Ils combinent les portions toujours en eau et les portions légèrement asséchées donc encore humides en une seule teinte noire. Ces deux aspects combinés définissent donc l’ensemble des drains humides du bassin. De plus avec ces indices, les portions indéterminées précédemment sur les compositions colorées apparaissent également en teinte noire. Ainsi, l’indétermination sur lesdites portions est levée car il s’agit également de portions humides. Les portions totalement sèches sont en teinte blanche. Cette nette discrimination des portions humides (portions toujours en eau et portions fraîchement asséchées mais encore humides) et des portions totalement sèches est convenable pour la cartographie des drains humides à une période donnée de l’année (période humide et période sèche).

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Figure 40 : Discrimination de l’occurrence des cours d’eau sur les indices d’humidité : a) IH1, IH2 et IH3 ; b) IH4 et IH5

Les indices d’humidité IH4 et IH5 sont adéquats pour la cartographie des drains humides sur les images car ils offrent la nette distinction entre les drains humides et les drains secs. En effet, quoique les trois premiers indices (IH1, IH2 et IH3) aient donné les meilleures corrélations entre les valeurs spectrales et les relevés piézométriques des zones humides identifiées par Nonguierma (1994 b), il leur est impossible de discriminer sur les cours d’eau

130 en saison sèche leurs portions humides de leurs portions totalement asséchées. Cela fait des indices IH4 et IH5 (d’une grande similarité de par leur expression mathématique) des indices d’intérêt par rapport à la thématique développée. Au niveau des indices Wetness (humidité) et Brithness (brillance) du Tasseled cap (figure 44), les trois aspects d’occurrence des bras des cours d’eau ne sont pas distinguables.

Figure 41 : Occurrence des cours d’eau sur les indices du Tasseled cap : a) Brigthness ; b) Wetness

Le réseau hydrographique apparaît entièrement en teinte blanchâtre sur l’indice d’humidité et en teinte noirâtre sur l’indice de brillance. Le contraste devant permettre de

131 reconnaître les portions encore en eau ou humides et les portions totalement asséchées des cours d’eau, n’est pas perceptible le long des bras des cours d’eau. Par contre pour différencier les autres éléments du milieu d’avec le réseau hydrographique, ce contraste est plus net. Les deux indices du Tasseled cap ne sont donc pas adéquats pour cartographier l’état hydrique du bassin. Concernant les indices de végétation I1 et I2 (figure 45) définit par Hubert-Moy (1994) pour cartographier les zones inondables, l’indice I1 ressort uniquement les portions toujours en eau en teinte noire. Quant aux portions encore humides et portions totalement asséchées, elles apparaissent en teinte blanche.

Figure 42 : Discrimination des aspects de l’occurrence des cours d’eau sur les indices I1 et I2

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En combinant les zones fraîchement asséchées dont le niveau d’humidité est encore important avec les portions totalement asséchées, l’indice I1 réduit considérablement les longueurs de drains humides du réseau hydrographique. L’état hydrique du bassin à cette période de l’année s’en trouvera donc sous-estimé. Avec l’indice I2 la distinction des différents aspects des cours d’eau est plus nette. En effet, tout comme les indices d’humidité IH4 et IH5, les portions toujours en eau et les portions encore humides sont combinées sous une même teinte blanche. A ce niveau également est levée l’indétermination observée sur les compositions colorées. Les portions totalement asséchées sont donc bien isolées dans la teinte noire. L’indice I2 tout comme les indices IH4 et IH5 se prête bien à l’étude de l’état hydrique du bassin. Tous les indices définis pour appréhender l’humidité du réseau hydrographique du bassin ont été testés en insistant sur leur sensibilité à la discrimination des portions humides et des portions totalement asséchées des cours d’eau. Il ressort de ces tests que les indices les plus adéquats sont les indices IH4 ou IH5 de Nonguierma et l’indice de végétation I2 de Hubert-Moy. Lequel de ces deux indices faut-il choisir pour cartographier de manière optimale le réseau des drains humides des cours d’eau de la période humide à la période sèche, sur le bassin versant de la Bagoé ? Pour ce faire, une analyse comparative sommaire des longueurs de drains humides des cours d’eau est mise en œuvre. Les données de longueurs de drains humides (tableau XXXVI) sont constituées à partir des portions humides des cours d’eau extraites de ces indices sur la fenêtre-image retenue pour illustrer les précédentes observations.

Tableau XXXII : Comparaison des indices IH4 et I2 Indice Longueur de drains humides (km) IH4 63,99 I2 33,79

D’après ce tableau, l’indice IH4 donne à cette période de l’année (21 décembre 1999), les longueurs de drains humides les plus importantes. Il est ainsi aisé de constater que l’indice IH4 maximise la détection des portions humides des cours d’eau. Au niveau de l’indice I2, la sensibilité aux drains humides est beaucoup amoindrie. En plus de cette différence énorme, il faut rappeler que l’indice IH4 a été défini dans un environnement à climat tropical pour étudier l’engorgement des bas-fonds rizicoles au Burkina-Faso. Cet environnement se rapproche mieux de celui des régions soudano-sahéliennes du Nord de la Côte d’Ivoire contrairement à l’indice I2 défini en climat tempéré dans les régions d’Ille et Vilaine en France. De ce fait, le choix est porté sur l’indice IH4 pour étudier la dynamique de l’état

133 hydrique du bassin versant de la Bagoé à travers les fluctuations du taux d’humidité de son réseau hydrographique. A l’issu de toutes ces observations, les portions humides des cours d’eau ont été cartographiées en période humide à l’aide de la scène 198-053 du 20 octobre 2000 et en saison sèche à partir des scènes 198-053 du 21 décembre 1999 et 197-053 du 31 janvier 2000. Pour ce faire, l’accent a été mis sur l’un des indices d’humidité IH4 ou IH5, car ils discriminent mieux les drains du réseau hydrographique par un contraste très marqué entre les drains humides qui apparaissent en noir et les drains totalement asséchées qui apparaissent en blanc, facilitant l’extraction des drains humides. La cartographie des portions humides des cours d’eau du bassin versant de la Bagoé a ainsi permis dans un premier temps de faire le diagnostic de l’état hydrique du bassin en mi-saison sèche (en décembre) et dans un second temps d’apprécier l’ampleur de l’assèchement des cours d’eau pendant la période sèche, c’est-à-dire de décembre à fin janvier.

7-2. Diagnostic de l’état hydrique du bassin à la mi-saison sèche

7-2-1. Analyse diagnostique

A la suite de la nette discrimination par l’indice d’humidité IH4 des drains humides et des drains totalement asséchés, les cartes du réseau des drains humides des cours d’eau du bassin versant de la Bagoé ont été établies en période humide (RDHPH) et en mi-saison sèche (RDHMSS) (figure 46). Sur ces deux cartes, la portion ignorée de superficie égale à 433 Km² soit environ 4% de la surface totale du bassin versant de la Bagoé, est la zone couverte par la scène 197-053. Cette restriction se justifie par l’écart temporel important de quarante jours qui sépare l’enregistrement de la scène 198-053 du 21 décembre 1999 de celle de la scène 197-053 du 31 janvier 2000. En effet, les processus hydrologiques sont caractérisés par leur forte sensibilité aux échelles de temps (jours, mois, saisons et années) suscitant en leur sein des variations importantes. Par exemple, l’assèchement des bras d’un cours d’eau au cours de la période sèche s’accentue de jour en jour de telle sorte que la longueur d’un drain humide le 21 décembre aura beaucoup diminué en fin janvier. Donc, ignorer la scène 197-053 dans cette analyse évite d’introduire dans le diagnostic général de l’état hydrique du bassin en mi-saison sèche, des biais dans les statistiques des longueurs de drains humides de la partie du bassin allant de la zone de chevauchement de ces deux scènes à sa portion entièrement contenue sur la scène 197-053. Les zones nuageuses de la scène 198-053 du 20 octobre n’ont également pas été prises en compte, car il y est impossible d’accéder aux informations sur les états de surface du bassin. Et, dans un souci d’homogénéité d’espace d’étude, ces restrictions ont été appliquées également aux autres cartes.

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Figure 43 : Comparaison des réseaux des drains humides en période humide (RDHPH) et en mi-saison sèche (RDHMSS)

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La potentielle réalité hydrique du bassin représentée par le réseau hydrographique global (RHG) est toute autre vis-à-vis du réseau des drains humides de la période humide (RDHPH) qui en rend véritablement compte à cette période de l’année. En effet, la longueur totale des drains du RHG fait 7789 km contre 5391 km pour le RDHPH. Ce dernier, moins dense, correspond à 69,21% du RHG utilisé comme réseau de référence pour la reconnaissance et la cartographie des drains humides des cours d’eau sur les images. Cela sous-entend que 30,79% des drains du RHG se trouveraient dans des conditions topographiques défavorables à la rétention d’eau quand le bassin est hydrologiquement stabilisé. Ils seraient probablement situés sur des pentes moyennes ou fortes. Toutefois, le RDHPH fait remarquer que le bassin est réellement aussi bien drainé. Cette réalité est différente à la mi-saison sèche (en décembre) où la pérennité des ressources en eau devient hypothétique à la surface du bassin. En effet, l’assèchement de la majeure partie des cours d’eau du réseau hydrographique l’illustre à travers un réseau très clairsemé, marqué par de fortes discontinuités. Tous les bras des cours d’eau enregistrent des interruptions dans leur écoulement du fait de cette discontinuité qui se traduit par la succession de portions totalement asséchées et de portions humides le long de leur cours. Seul le fleuve Bagoé continue de s’écouler depuis la confluence de ses affluents Palé et Gbanani. La longueur totale des drains humides en décembre (RDHMSS) fait 3343,40 km soit 62,02% des drains du RDHPH. Ce résultat indique qu’après la fin des pluies (août- septembre), l’état hydrique du bassin baisse en l’espace de deux mois (d’octobre à décembre) de 37,98% de son niveau. La période sèche se manifeste donc dans la région par une récession hydrique déconcertante consacrant une importante raréfaction de la ressource. Cette récession se ressent très tôt sur le bassin car le mois de décembre se situe à trois mois de la fin des pluies. Force est donc de constater que les importantes quantités d’eau reçues dans la région pendant la courte période des pluies et souvent à l’origine de désastreuses inondations (ANADER-GTZ, 1996), sont très vite perdues. A quoi cela peut être dû, vis-à-vis de l’interaction des divers phénomènes hydroclimatiques combinés à l’action anthropique ayant lieu dans ces milieux ? Comment comprendre dans ce contexte l’action du climat dont les paramètres tels que les précipitations qui l’expriment, sont en baisse dans la sous-région depuis environ quarante ans ?

7-2-2. Implication du climat à la compréhension de l’état hydrique du bassin en mi-saison sèche

L’analyse de l’impact du climat sur l’état hydrique du bassin est sommaire et basée sur l’appréciation des variations moyennes mensuelles interannuelles des variables climatiques. La prise en compte de leurs valeurs au mois de décembre comparées à celles de la période humide de bonne hydraulicité (mois d’août-septembre) aide à comprendre l’action du climat

136 sur l’assèchement des cours d’eau du bassin. En effet, selon les valeurs des paramètres hydroclimatiques du tableau XXXVII, le déficit hydrique engendré est fortement ressenti sur les débits de la Bagoé. Pendant ce mois de décembre, le débit moyen mensuel interannuel (Q) est beaucoup faible soit 9,04 m3/s comparée à sa valeur maximale (162,96 m3/s) enregistrée en septembre. La lame d’eau moyenne ruisselée (Le) baisse fortement de 41,62 mm en septembre, à 2,39 mm. Elle résulte d’une lame d’eau moyenne mensuelle précipitée (P) qui n’excède guère les 7 mm (6,64 mm) en décembre.

Tableau XXXIII : Variations moyennes mensuelles des variables hydroclimatiques (1961-1986) Janv. Févr. Mars Avril Mai Juin Juillet Août Sept. Oct. Nov. Déc. P 6,05 15,37 44,63 83,07 116,21 163,23 248,62 323,26 234,52 125,61 29,85 6,64 Q 4,10 1,87 0,91 0,56 0,98 2,51 14,25 82,2 162,96 96,62 29,64 9,04 Le 1,08 0,45 0,24 0,14 0,26 0,64 3,76 21,69 41,62 25,50 7,57 2,39

NB : Q est exprimé en m3/s ; P et Le sont en mm.

Ces variations moyennes mensuelles, critiques au mois de décembre, des variables hydroclimatiques concordent avec l’état hydrique déficitaire du bassin en mi-saison sèche. Les précipitations en baisse au cours de ce mois, n’alimentent plus conséquemment les cours d’eau qui s’assèchent, entraînant alors la baisse des débits de la Bagoé. A la suite de l’analyse de l’implication des variables climatiques à la mise en place de l’état hydrique déficitaire du bassin versant de la Bagoé en mi-saison sèche, la distribution statistique de ce déficit hydrique sur l’ensemble du bassin est abordée.

7-2-3. Distribution statistique du déficit hydrique du bassin en mi-saison sèche

L’espace étudié du bassin est couvert par 392 mailles pour lesquelles les densités de drains ont été déterminées. La densité moyenne de drains humides en période humide (RDHPH) est 7,73 km/maille. Cette moyenne baisse jusqu’à 4,36 km/maille en mi-saison sèche (RDHMSS) en traduisant un assèchement moyen de 3,37 km/maille des cours d’eau d’octobre à décembre. Les effectifs des classes de densités de drains des deux réseaux sont représentés par les histogrammes de la figure 47. En période humide (RDHPH), la classe la plus importante est la classe II des faibles densités de drains (43,88%). Elle est secondée par les classes I et III des très faibles et moyennes densités dont les effectifs sont respectivement 26,72% et 26,52%. La proportion des fortes densités (classe IV) est très faible (3,37%). Par contre en mi-saison sèche, la classe I des très faibles densités de drains est la plus étendue sur le bassin. Elle se signale dans

137 une forte proportion de 60,46%. Elle est suivie de la classe (II) des faibles densités (28,34%). La classe III est très faiblement représentée (6,12%). Quant à la classe IV, elle a totalement disparu.

Figure 44 : Comparaison des effectifs des classes de densités de drains humides en période humide (RDHPH) et en mi-saison sèche (RDHMSS)

Les caractéristiques statistiques (tableau XXXVIII) de toutes ces classes de densités montrent que la répartition spatiale ou distribution des densités de drains est relativement plus resserrée autour de la moyenne en période humide (octobre) qu’en mi-saison sèche.

Tableau XXXIV : Paramètres statistiques des classes de densités de drains Moyenne Ecart type Coefficient de variation Intervalle de variation RDHPH 98 65,22 0,67 159 RDHMSS 98 108,77 1,11 237

L’analyse des classes de densité de drains explicite l’assèchement des cours d’eau en mi-saison sèche par une forte extension de la classe des très faibles et faibles densités de drains au détriment de la classe des fortes densités de drains qui disparaît totalement du bassin. Le diagnostic de l’état hydrique du bassin en mi-saison sèche a révélé un état d’assèchement généralisé des différents bras des affluents de la Bagoé environ deux mois après la fin de la saison des pluies dans la région. Dans ce contexte, quelle peut-être l’ampleur de cet assèchement au cours de la période sèche où, au plan climatique, les cours d’eau ne reçoivent plus d’apports substantiels en eau de précipitations pour maintenir leur niveau d’eau et favoriser l’écoulement ?

138

7-3. Ampleur de l’assèchement des cours d’eau au cours de la période sèche

L’étude de l’ampleur de l’assèchement des cours d’eau du bassin pendant la saison sèche, se base sur une analyse multi-date de ce phénomène en exploitant l’écart temporel de quarante jours qui sépare l’enregistrement des scènes 198-053 du 21 décembre 1999 et 197-053 du 31 janvier 2000. A partir de cet écart temporel, l’analyse vise à expliciter la sensibilité des processus hydrologiques tel que l’assèchement des cours d’eau du bassin à l’effet du temps. L’étude est réduite à la zone de chevauchement de ces deux scènes (figure 48).

Figure 45 : Zone test retenue pour l'analyse de l’ampleur de l'assèchement des cours d'eau

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La définition de cette zone test tient compte de la disponibilité de données images multi-date. En effet, c’est la seule partie du bassin où il a été possible d’avoir des portions d’images à trois dates différentes : une en période humide et deux au cours de la même période sèche. Elle couvre une superficie de 830,80 km² soit environ 8,20% de la surface totale du bassin, en recoupant le Katiananka, un important affluent de la Bagoé, dans sa partie nord. Au niveau de cette zone, l’ampleur de l’assèchement des cours d’eau du 21 décembre 1999 au 31 janvier 2000 est qualitativement illustrée par la composition colorée ETM+ 5-7-2 (figure 49).

Figure 46 : Appréciation qualitative de l’état d’assèchement des cours d’eau du 21 décembre à fin janvier

La forte atténuation de la coloration bleue symbolisant la présence d’eau dans les bras des cours d’eau permet de suivre la dynamique de l’assèchement qui est bien illustrée par le comportement du Kouo, un affluent du Katiananka, formé par une importante zone d’engorgement d’eau. L’assèchement de ce bras est très avancé en décembre car son lit contient une faible concentration d’eau matérialisée par une coloration bleue beaucoup atténuée. Il a totalement tari en fin janvier par la disparition quasi-totale de la couleur bleue. La perception statistique de l’ampleur de cet assèchement dans cette partie du bassin a conduit à la conception des cartes du réseau des drains humides des cours d’eau en décembre 1999 et en fin janvier 2000 et comparées à celle de la période humide du mois d’octobre 2000 (figure 49).

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Figure 47 : Dynamique de l’assèchement des cours d’eau d’octobre à fin janvier dans la zone de chevauchement des scènes 197-053 et 198-053

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Les statistiques des longueurs de drains humides issues des cartes des états hydriques réalisées pour la période humide en octobre (RDHPH) et pour la période sèche en décembre (RDHMSS) et en fin janvier (RDHFJ) sont reportées dans le tableau XXXIX.

Tableau XXXV : Statistique des longueurs de drains humides des cours d’eau de la période humide à la période sèche Type de Longueur Densité de drains Rapport entre Valeur du Taux (%) réseau totale (km) (km/km²) x 100 Réseau rapport (%) d'assèchement RDHPH 351,7 42,33 RDHMSS/RDHPH 79,16 20,84 RDHMSS 278,4 33,51 RDHFJ/RDHPH 26,48 73,52 RDHFJ 93,12 11,21 RDHFJ/RDHMSS 33,45 66,55 RDHFJ = réseau des drains humides en fin janvier

En période humide (octobre), la longueur totale de drains humides du réseau hydrographique dans cette partie du bassin est estimée à 351,70 km. Une proportion de 20,84% de ces drains s’assèchent en décembre car à cette date, l’état hydrique de la zone test est assuré par 278,40 km de drains humides (RDHMSS) soit 79,16% du RDHPH. La région enregistre donc un assèchement de ses cours d’eau. Il s’agit principalement des affluents qui ravitaillent le Katiananka. Ce dernier n’étant pas aussi morcelé continue de s’écouler. En fin janvier, l’assèchement est encore plus sévère car plus de 73% des drains humides des cours d’eau de la période humide sont secs. Cette situation est traduite par une diminution des longueurs totales de drains humides de 351,70 km (RDHPH) à 93,12 km (RDHFJ). L’écoulement est alors arrêté sur le Katiananka qui présente le long de son cours de longues portions totalement asséchées alternant avec de petites portions encore humides. Cette forte proportion est favorisée par l’assèchement maximal enregistré du 21 décembre à fin janvier. En effet, le passage de décembre à fin janvier, marqué par l’écart temporel de quarante jours, a été sanctionné par un taux d’assèchement de 66,55%. Alors que pour un écart temporel de soixante et un jours allant du 20 octobre au 21 décembre, ce taux a été trois fois moindre, soit 20,84%. L’effet du temps s’exprime donc par une accentuation de l’assèchement des cours d’eau au cours de la saison sèche où les apports atmosphériques en eau de précipitations à l’écoulement de surface sont totalement arrêtés. A la suite de toutes ces observations, une importance particulière est à accorder à l’écart temporelle de quarante jours qui sépare les scènes 197-053 et 198-053 utilisées. L’effet de cet écart de temps sur les cours d’eau s’est traduit par un fort taux d’assèchement au cours de la saison sèche. Ces résultats révèlent en substance que les processus hydrologiques, cycliques et/ou annuels, étudiés à travers l’exemple de la dynamique de l’assèchement des

142 cours d’eau sur le bassin versant de la Bagoé, varient sensiblement à une échelle de temps moins grande (des jours aux mois, etc.). Ces résultats montrent également l’ampleur de l’assèchement dont la dynamique au cours de la période sèche se résume ainsi : plus la fin de la période des pluies s’éloigne sur le bassin, plus les cours d’eau s’assèchent dans des proportions importantes par manque d’apports en eau de précipitation. Cette accentuation de l’assèchement illustre la dureté de la saison sèche dans la région.

7-4. Discussion des résultats de l’étude de l’état hydrique du bassin

La variabilité interannuelle et saisonnière du climat sur un bassin participe de l’expression de la dynamique spatio-temporelle des états de surface de ses ressources naturelles. La caractérisation de cette dynamique pour les ressources en eau de surface du bassin versant de la Bagoé au cours de la saison sèche a conduit à l’analyse de son état hydrique en mi-saison sèche. Elle a mis en évidence l’évolution de l’assèchement des cours qui illustre nettement la forte récession hydrique connue dans les régions soudano-sahéliennes du Nord de la Côte d’Ivoire. Au niveau du bassin versant de la Bagoé, les indices d’humidité les plus adéquats pour discriminer sur les images satellitaires, les portions humides des cours d’eau de leurs portions totalement asséchées, sont les indices d’humidité IH4 et/ou IH5 définis par Nonguierma (1994 b). Ces indices offrent un net contraste entre les portions humides des cours d’eau qui apparaissent en teinte noire et les portions totalement asséchées qui sont en teinte blanche. Partant de cette nette discrimination, les réseaux des drains humides des cours d’eau ont été constitués en période humide (RDHPH) à l’aide de la scène 198-053 du 20 octobre 2000 et au cours de la saison sèche, d’abord en décembre (RDHMSS) à l’aide de la scène 198-053 du 21 décembre 1999 et ensuite en fin janvier (RDHFJ) à l’aide de la scène 197-053 du 31 janvier 2000. L’image du 20 octobre 2000 est utilisée pour rendre compte de l’état hydrique du bassin en période humide. Elle a révélé que la stabilité hydrologique du bassin après une période de bonne pluviométrie est assurée par un réseau de drains humides des cours d’eau qui correspond à 69,21% du réseau hydrographique global (RHG) du bassin. Ce dernier a été admis dans cette étude comme réseau de référence pour reconnaître sur les images le tracé du réseau hydrographique et cartographier les drains humides des cours d’eau. Aussi bien qu’il représente l’ensemble des chenaux ou circuits d’écoulement des eaux pluviales et des cours d’eau sur le bassin, sa fiabilité ne peut être garantie totalement. En effet, quoique demeurant les seules informations cartographiques et validées du terrain, les cartes topographiques

143 desquelles est issu le réseau hydrographique global du bassin sont vieilles et éditées à des dates différentes. De ce fait le réseau hydrographique global peut présenter des erreurs liées à la densité de drains ou densité de ravins comme l’a indiqué Bouchnak et al. (2004). Il est fort probable que cette densité de drains ne soit pas homogène d’une carte à une autre. Cette remarque met en lumière le problème d’hétérogénéité d’ordre de drains constaté lors de la mosaïque des cartes topographiques. Il faut aussi rappeler en ce qui concerne la stabilité hydrologique du bassin, que la date (20 octobre 2000) de prise de l’image retenue pour traduire la réalité hydrique du bassin en période humide se situe à environ un mois de la pointe de crue de la saison des pluies dans la région. Par conséquent, la proportion des drains situés sur pentes élevées ou moyennes, ne pouvant donc pas receler d’eau, peut aussi bien englober des drains totalement secs. En effet, à cette époque de l’année, les cours d’eau ont déjà amorcé leur phase de tarissement (DCGTx, 1996) suite à la baisse des précipitations. Toutefois, la comparaison des états hydriques du bassin en mi-saison sèche (RDHMSS) et en fin janvier (RDHFJ) à l’état hydrique du bassin en période humide (RDHPH), a permis d’apprécier le phénomène d’assèchement des cours d’eau du bassin et son ampleur au cours de la saison sèche, c’est-à-dire du 21 décembre au 31 janvier. L’assèchement s’est présenté de manière qualitative sur les images satellitaires par la baisse des niveaux d’eau dans les bras des cours d’eau perçue par la forte atténuation de leur coloration sur les compositions colorées. Il est complété par le morcellement des bras des cours d’eau en portions totalement asséchées alternant avec des portions humides. Cette observation peut s’expliquer par le fort tarissement des cours d’eau constaté en pareille période de l’année (Agrar und Hydrotechnik Gmbh et al., 1986 a ; DCGTx, 1996) dans les régions du Nord de la Côte d’Ivoire. En effet, le tarissement dans ces régions est très rapide les trois premiers mois après la fin des pluies (octobre-novembre-décembre). Il se poursuit par un régime très faible durant la période de janvier à avril-mai, période au cours de laquelle le faible écoulement constaté résulte de la restitution d’eau de la nappe à la rivière (Réméniéras, 1972). A une telle explication d’ordre climatique peuvent aussi s’adjoindre les caractéristiques inhérentes à la morphologie des cours d’eau pour comprendre l’important morcellement sans ordre préférentiel des bras des cours d’eau. En effet, le long des thalwegs, les dépressions présentes sont susceptibles de retenir de l’eau au cours de la période sèche. Ce morcellement peut aussi être fonction de la nature lithologique et des propriétés structurales des formations géologiques sur lesquelles s’écoulent les cours d’eau. Certains auteurs comme Dridri et Fédan (2001) l’ont indiqué dans la mise en place du réseau hydrographique des cours d’eau Sébou et Inaouène au Maroc. Grécu et al. (2007) l’ont également signifié dans

144 l’analyse quantitative du réseau hydrographique du bassin versant du Slanic en Roumanie. L’action de ces caractéristiques morphologiques naturelles des cours d’eau peut être amplifiée par les prélèvements intensifs probables d’eau destinés à la consommation domestique et aux activités anthropiques (activités agricoles et pastorales). A toutes ces hypothèses émises pour comprendre le morcellement non préférentiel des cours d’eau au cours de la période sèche, peut aussi bien s’ajouter le mécanisme de formation des lônes (http://fr.wikipedia.org/wiki/L%/C3%/B4ne) ou bras morts des cours d’eau (Poluzot, 1999 ; Hérouin, 1998 ; La Lettre de la Platière, 1996). A ce niveau, le morcellement du cours d’eau survient à la suite de la formation de bouchons alluviaux ou du stockage de matériaux et de sédiments par endroit le long du bras du cours d’eau. Dans le cas du bassin versant de la Bagoé, ces dépôts auraient lieu à la faveur des baisses de vitesse des écoulements consécutives à la baisse des niveaux d’eau induite par l’arrêt des précipitations, la forte expression de l’évapotranspiration et de l’infiltration, et aussi aux prélèvements probables d’eau indiqués précédemment. Au plan quantitatif, la baisse des longueurs de drains humides des cours d’eau mise en évidence du 20 octobre au 21 décembre (écart temporel de 61 jours) et, de cette date à fin janvier (écart temporel de 40 jours), montre avec une certaine acuité le phénomène d’assèchement des cours d’eau sur le bassin. Les proportions dans lesquelles se produit l’assèchement des cours d’eau au bout de ces écarts temporels, explicitent nettement la raréfaction ou le manque d’eau en période sèche dans le Nord de la Côte d’Ivoire (De la Tour et al., 1963 ; Kientz, 1993). Elles traduisent la forte récession hydrique due à la disponibilité hypothétique de l’eau au cours de la saison sèche. Cette situation constitue un véritable frein à la pérennisation des activités agricoles et pastorales qui, dans la région, sont les principales sources de revenues monétaires des populations assurant leur sécurité alimentaire (BNETD et DRC, 1975). L’indisponibilité de la ressource se manifeste au niveau de la consommation humaine par la forte baisse du niveau d’eau dans les barrages d’AEP des milieux urbains comme il a été constaté ces dernières années dans les grandes villes du Nord (Korhogo, Tengréla et Odienné) et pour lesquelles un programme d’urgence d’hydraulique villageoise améliorée (HVA) a été exécuté (Ministère des Infrastructures Economiques, 2007). Cette initiative a été suivie d’un renforcement en ce qui concerne spécifiquement la ville de Korhogo, du remplissage du barrage d’AEP de ladite ville par le captage des eaux du Bandama à partir d’une ligne de pipe-line construite sur plus de quarante kilomètres. Dans les milieux ruraux également, l’indisponibilité de la ressource est perçue par le tarissement récurrent des puits (DTHK, 2000 ; JICA, 2001 b) captant les nappes phréatiques des couches

145 d’altérites très sensibles aux fluctuations des cours d’eau en surface. La forte incidence de l’assèchement des cours d’eau sur le niveau piézométrique de ces nappes d’altérite compromet fortement leur recharge au cours de la période sèche. L’effet de l’écart temporel de quarante jours sur l’assèchement des cours d’eau étudié au cours de la saison sèche à partir des affluents du Katiananka, situé dans le Nord-Est du bassin, a mis en évidence l’effet du temps sur l’écoulement. Contrairement aux phénomènes géologiques par exemple, se produisant à des millions d’années (échelle de temps géologique), l’assèchement des cours d’eau ici mis en évidence est un phénomène hydrologique qui s’exprime à une échelle de temps très réduite. Phénomène cyclique, il se produit au cours d’une année pendant la période sèche, des pas de temps journalier, décadaire au pas de temps mensuel. Le fort taux d’assèchement des cours d’eau obtenu du 21 décembre au 31 janvier comparé à celui faible obtenu du 20 octobre au 21 décembre montre qu’au fur et à mesure que le bassin s’enfonce dans la saison sèche, le taux d’assèchement des cours d’eau croît très vite. Cette observation attire l’attention sur l’utilisation des images de télédétection dans les études hydrologiques. En effet, l’analyse de la dynamique ou de l’ampleur de l’assèchement a révélé que les phénomènes hydrologiques varient sensiblement de jour en jour, de décade en décade et de mois en mois. Leur étude à l’aide d’images satellitaires requiert donc une vigilance au niveau des dates d’enregistrement des scènes supposées couvrir le secteur d’étude envisagé. Par exemple, dans le cadre de la thématique ici développée, la mosaïque des différentes scènes requises introduit un biais important dans l’interprétation des variations des longueurs de drains humides des cours d’eau. Les résultats de l’analyse de l’ampleur de l’assèchement des cours d’eau pendant la période sèche l’attestent bien. Cela n’est toutefois pas le cas pour les phénomènes géologiques qui se produisent à des millions d’années. Tout comme la physiographie du bassin, le climat est un facteur influençant l’écoulement (Nonguierma, 1994 a). Son action induit dans la région une forte évapotranspiration, une réduction des lames d’eau précipitées dans le temps et dans l’espace et des déficits d’écoulement énormes (Savané, 1997 ; DTHK, 2000 ; Kouadio, 2005 ; Jourda, 2005). Mais force est de reconnaître dans cette étude que son concours à la compréhension de l’état hydrique déficitaire du bassin est insuffisamment mis en évidence. En effet, les données de longueurs humides de drains des cours d’eau n’étant pas disponibles pour tous les mois de l’année, il n’a pu être possible d’établir des corrélations franches entre ces données et les variations mensuelles des variables hydroclimatiques. Or dans cette tentative, les corrélations graphiques sont les mieux attendues. Toutefois, il s’est dégagé une parfaite coïncidence entre

146 les valeurs des variables hydroclimatiques en forte dégradation en décembre et la faiblesse des longueurs humides de drains des cours d’eau obtenues, expliquant l’état hydrique très déficitaire du bassin en mi-saison sèche. En marge de tout ce qui précède, la bonne discrimination des drains humides et des drains totalement asséchés des cours d’eau par l’indice d’humidité IH4 ou IH5 de Nonguierma (1994 b) fait de ces indices de bons outils de cartographie et de suivi du potentiel en eau des zones humides d’un bassin. De ce point de vue, les préoccupations soulevées par le Consortium Bas-fonds en matière de mise en valeur des bas-fonds en tant que finalité de la caractérisation des agro-écosystèmes (Jamin et Windmeijer, 1995) s’en trouveront satisfaites. En effet, ces indices peuvent aider à l’optimisation de la cartographie des bas-fonds et au suivi de la dynamique de leur potentiel hydrique saisonnier et annuel, c’est-à-dire leur dépérissement (Nonguierma et al. 1992) au cours de la période sèche et leur engorgement (Nonguierma, 1994 a) en eau au cours de la période des pluies. A travers les bas-fonds, il faut aussi voir tous les espaces culturaux dont la connaissance cartographique peut révolutionner l’agriculture de contre-saison axée ne serait-ce que sur les cultures vivrières et maraîchères dans les milieux soudano-sahéliens. En effet, la connaissance de l’évolution de l’humidité du bassin au cours de la période sèche, mettant en évidence les zones cultivables de par la connaissance qualitative de leur potentiel hydrique, peut éviter à l’activité agricole de connaître les longues périodes d’interruption, même si les rendements attendus seront réduits. En effet, l’extension des aires cultivables régressera au fur et à mesure de la réduction des zones humides autour des bras des cours d’eau (figure 51) au cours de la saison sèche.

Figure 48 : Esquisse de l’évolution probable des aires cultivables exploitables autour des bras des cours d’eau en récession hydrique pendant la saison sèche

147

Par exemple, dans la vallée de la Bagoé, à partir de Guinguérini (une localité du bassin), apparaissent d’immenses plaines d’inondation (figure 52) larges de deux kilomètres dans lesquelles serpente le lit mineur de la Bagoé (Girard, 1961).

Figure 49 : Extrait d’une portion du bassin centré sur la Bagoé montrant l’étendue de sa plaine d’inondation

Ce sont des zones de débordement et/ou d’engorgement d’eau en période humide qui peuvent constituer des terres arables au cours de la période sèche. Les rendements agricoles attendus de ces zones seront liés à leur humidité qui dans une dynamique d’assèchement va certainement régresser au cours de la période sèche par la diminution de leur étendue spatiale dans le sens de leur rapprochement du lit mineur du cours d’eau. La connaissance cartographique de ces aires cultivables sera aisée par l’étude de la dynamique spatio- temporelle de leur taux d’humidité de manière analogue à l’étude de l’état hydrique du bassin par utilisation des indices d’humidité. Cette plaine d’inondation s’étend depuis la localité de Guinguéréni jusqu’à l’exutoire du bassin sur 289,60 km. Son extension en longueur couplée à sa largeur estimée à 2 km (Girard, 1961) donne une superficie potentiellement cultivable de 579,2 km², disponible le long de la Bagoé.

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Conclusion partielle

L’étude de l’état hydrique du bassin versant de la Bagoé au cours de la période sèche est favorisée par la nette discrimination des drains humides et des drains totalement asséchés des cours d’eau sur les images satellitaires. L’indice d’humidité IH4 et/ou IH5 de Nonguierma (1994 b) s’y est prêté pour sa bonne sensibilité à l’humidité des bras des cours d’eau. Il a suscité un fort contraste entre ces bras qui apparaissent en teinte noire lorsqu’ils sont humides et en teinte blanche quand ils sont totalement secs. Cette bonne perception visuelle de la différence entre ces drains a permis de cartographier l’ensemble des drains humides des cours d’eau en période humide et en période sèche. Les réseaux de drains humides multi-date ainsi constitués, ont permis de suivre la dynamique de l’assèchement des cours d’eau du bassin. Ainsi, la stabilité hydrologique du bassin au cours de la période pluvieuse concerne 69,21% des drains du réseau hydrographique global. Cette proportion désigne tous les drains de ce réseau qui contiennent réellement de l’eau en période humide. De la période humide (en octobre) à la mi-saison sèche (le 21 décembre), l’assèchement des cours d’eau correspond à 20,84% du réseau de référence de l’humidité du bassin en période humide (RDHPH). A cette période de l’année, la répartition spatiale des drains humides est dominée par les très faibles et faibles densités de drains. En fin janvier, soit quarante jours après le 21 décembre, ce taux s’est accru pour atteindre 73,53%. L’assèchement des cours d’eau s’est principalement amplifié de décembre à fin janvier, période au cours de laquelle le taux d’assèchement a atteint 66,55%. Ce fort taux explicite l’amplification de ce phénomène hydrologique au cours de la période sèche sur le bassin, réduisant son humidité de près des trois quarts. Il exprime aussi un fort déficit hydrique qui s’aggrave démesurément au fur et à mesure que la saison sèche s’allonge sur le bassin. La mise en place de cette situation hydrique déficitaire engendrée par le fort assèchement des cours d’eau coïncide avec la forte dégradation des paramètres climatiques du bassin en cette période de l’année.

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CONCLUSION GENERALE

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La raréfaction des ressources en eau consécutive à leur disponibilité hypothétique au cours de la saison sèche dans les régions soudano-sahéliennes du Nord de la Côte d’Ivoire, a conduit à s’appesantir sur la dynamique saisonnière de l’état hydrique du bassin versant de la Bagoé. Ce bassin, appartenant au grand bassin du Niger, est le principal système hydrologique de par son étendue spatiale qui régule les phénomènes hydrologiques des départements de Boundiali et Tengréla. Très allongé, il se subdivise en deux zones à morphologies très différentes. Sa partie sud-ouest représente 25% de la superficie totale du bassin. C’est une zone aux reliefs très accidentés et relativement plus hauts du bassin qui concentre plus vite les eaux de précipitations reçues. Les 75% restant du bassin constitue une zone à relief bas, monotone et relativement plat. Les eaux s’y écoulent moins vite comme l’indiquent les caractéristiques de pentes du bassin. Le réseau hydrographique très dense du bassin versant de la Bagoé prédispose ces départements à de bonnes conditions hydriques. Mais, cette potentielle situation hydrique contraste avec la situation hydrique réelle du bassin qui au cours de la saison sèche se dégrade fortement. Partant de ce constat, l’étude de l’état hydrique saisonnier du bassin initié pour tenter d’appréhender ces déficits hydriques survenant en période sèche a conduit à la caractérisation de la variabilité climatique par l’étude des fluctuations des précipitations depuis 1928 jusqu’à 2000. Elle est mise en œuvre à partir de la longue série chronologique des pluies de la station de Boundiali. L’étude de l’impact de cette situation climatique sur les ressources en eau du bassin est mise en œuvre par l’analyse de différents paramètres hydrologiques de l’écoulement de la Bagoé à partir des débits mesurés à la station hydrométrique de Kouto de 1961 à 1986. La perception spatiale et saisonnière de cette action du climat sur les ressources en eau de ce bassin a suscité la caractérisation de son état hydrique en utilisant les images satellitaires pour suivre à plusieurs dates la dynamique du taux d’humidité de son réseau hydrographique. Le terme quantitatif, « longueur de drains humides des cours d’eau », a été défini pour suivre de la période humide à la période sèche, la régression de l’humidité du bassin explicitée par l’assèchement des cours d’eau. Des indices d’humidité ont été expérimentés à cet effet et les images issues de leur calcul ont permis, par cartographie, de constituer le réseau des drains humides des cours d’eau en période humide (octobre) et à deux dates de la saison sèche (le 21 décembre et le 31 janvier). Les longueurs de drains humides obtenues à l’aide des cartes de ces réseaux de drains humides ont permis alors de suivre la dynamique hydrique saisonnière du bassin. Les résultats obtenus indiquent en ce qui concerne la variabilité climatique que la baisse de la pluviométrie généralisée à toute la sous-région ouest-africaine, y est au plan

151 statistique faiblement perçue dans la longue série chronologique des pluies de la station de Boundiali. Toutefois, cette série a connu en son sein une rupture principale en 1975 consacrant la fin d’une phase de hausse pluviométrique et une rupture secondaire probable en 1949. Cette dernière rupture aurait marqué la fin d’une phase de baisse des pluies sur le bassin car elle coïncide avec la fin de la période sèche allant de 1928 à 1949. La rupture climatique la plus significative de 1975 a occasionné un déficit hydrique climatique de l’ordre de 15%. Mais l’exacerbation des déficits pluviométriques observée dans la région est suscitée par l’existence de trois périodes climatiques sur le bassin. Il y a eu d’abord une période sèche de 1928 à 1949 dont le déficit pluviométrique important a atteint -118,90 mm. Elle est succédée par une période humide. Cette unique phase humide qu’a connue le bassin, a concerné la période 1950-1975. Ponctuée d’occurrence de séquences sèches d’une à quatre années, elle a enregistré un excédent pluviométrique de 202,32 mm. La troisième période climatique, c’est- à-dire la période 1976-2000 correspond à une autre phase sèche qu’a connue le bassin. Elle est la plus déficitaire du bassin, ayant engendré un déficit pluviométrique estimé à -164,93 mm. Le contraste hydrique marqué par les forts déficits pluviométriques résultant de ce découpage climatique est accentué par la persistance de la sécheresse dont l’analyse a révélé une proportion importante d’années sèches (64,38%) au détriment des années humides (35,62%). De plus, depuis 1960, s’observe au plan spatial, une régression des précipitations dans le grand Nord de la Côte d’Ivoire, des localités de Téhini, Bouna et Bondoukou à l’Est jusqu’aux localités de Tienko, Odienné et Touba à l’Ouest. Cette régression est très expressive au cours des décennies 1971-1980 et 1981-1990. Elle reste marquée par la forte extension de la classe des isohyètes de faibles pluviométries ([800-1150] mm) au détriment de celle de fortes pluviométries (]1450-1750] mm) qui disparaissent totalement en s’enfonçant en Guinée. Cela s’est fait en particulier sous l’impulsion des isohyètes 1050, 1150, 1250 et 1350 mm qui ont persisté sur l’aire d’étude au cours des quatre décennies. Elles ont contribué à réduire considérablement la lame d’eau décennale précipitée dans cette partie du pays. L’impact de cette forte expression de la variabilité spatio-temporelle des précipitations est bien marqué sur les ressources en eau. A ce propos, l’analyse des débits de la Bagoé, mesurés à la station hydrométrique de Kouto, a révélé que l’écoulement est en nette régression sur toute la période d’observation (1961-1986). Il se caractérise par des étiages ou régime des basses eaux se produisant à partir de 2,89 m3/s pour atteindre la valeur critique de 0 m3/s (arrêt de l’écoulement). Les crues ou régime des hautes eaux se produisent à partir de 16,60 m3/s pour atteindre les 312 m3/s en moyenne. Elles se réalisent dans la période de juillet à novembre et atteignent l’optimum en

152 septembre. Contrairement à la baisse faiblement perceptible des précipitations, les débits de la Bagoé ont fortement chuté. Cette chute importante de l’écoulement de la Bagoé est ressentie sur le bassin depuis la principale rupture hydrologique antérieure à la rupture climatique tardive de 1975 (la plus significative). Produite en 1970, cette rupture a engendré un déficit d’écoulement de la Bagoé de l’ordre 58,63%. A partir de cette date, tous les paramètres de l’écoulement ont connu une dégradation : les lames d’eau écoulées ont continuellement baissé, les coefficients de tarissement ont été en hausse induisant une forte sollicitation des réserves souterraines à travers d’importants volumes d’eau mobilisés, réduisant les réserves souterraines. Dans ce contexte la relation pluie-débit a connu des perturbations dues à des anomalies produites au cours de la période 1967-1974. Pendant cette période, la relation habituellement synchrone des fluctuations des lames d’eau précipitées et écoulées, est demeurée asynchrone. En effet, d’une part, elle a enregistré une augmentation des débits pendant que les précipitations étaient en baisse de 1967 à 1969 suite à l’occurrence des séquences d’années sèches au cours de l’unique période humide. D’autre part, la hausse exceptionnelle des précipitations de 1970 à 1974 s’est soldée par une baisse des débits. La modélisation de toute cette expression du comportement du bassin à la suite de la variabilité spatio-temporelle des précipitations, par le modèle conceptuel global GR2M, a plus situé les perturbations du régime de l’écoulement de la Bagoé au cours de la seconde période sèche (1976-2000). Ces perturbations sont illustrées par la mauvaise qualité des critères de Nash obtenus pour les simulations (calages et validations) réalisés sur la deuxième période sèche. Elles démontrent de l’intensification des aménagements hydro-agricoles sur la Bagoé au cours de cette période pour faire face aux déficits hydriques endurés. En effet, au cours de la seconde période sèche, sur les 35 barrages hydrauliques dénombrés sur le bassin versant de la Bagoé, 53% environ de ces ouvrages ont été construits entre 1975 et 1986, c’est-à-dire au cours de la période retenue pour analyser la réaction du bassin. Dans cette proportion, 44,44% des barrages dont celui de Gbémou de très grande capacité (16 millions 100 milles m3), se trouvent en amont de la station hydrométrique de Kouto. Ces ouvrages constituent d’importantes sources de prélèvement des eaux de ruissellement, donc de perturbation du régime de l’écoulement de la Bagoé. D’où les mauvaises performances avérées du modèle sur cette partie de la deuxième période sèche du bassin. Toutefois, le modèle GR2M a mieux simulé les débits ou l’écoulement de la Bagoé sur la période humide. Sur cette période, les simulations portées sur les sous-séries constituées ont donné des critères de Nash satisfaisants. Le régime de la recharge des réservoirs souterrains analysé à travers la lame d’eau infiltrée reste marqué par un déficit de l’ordre de 87,78% engendré par la rupture climatique

153 la plus significative de 1975. Ce fort déficit est lié à la baisse des précipitations et surtout aux perturbations du régime de l’écoulement découlant de cette baisse, révélées par le modèle GR2M. Cette recharge a connu trois phases dont deux pendant la période humide du bassin. Au cours des neuf premières années (1961-1969) de la période d’observation (1961-1986), incluses dans la période humide, la recharge est restée déficitaire malgré les bonnes pluviométries enregistrées. C’est au cours des cinq dernières années (1970-1974) clôturant cette période humide que le bassin a reconstituée au maximum ses réserves. Après ces années de recharge excédentaire des réservoirs souterrains du bassin, les ressources en eau souterraines se sont fortement amenuisées de 1975 à 1986. La perception spatiale et saisonnière de cette expression de l’impact de la variabilité climatique sur les ressources en eau de surface a conduit à l’analyse de la dynamique de l’état hydrique du bassin de la saison humide à la saison sèche. La récession hydrique résultant de cette dynamique s’exprime par l’assèchement des cours d’eau. Cet assèchement est quantifié par l’utilisation de l’indice d’humidité IH4 de Nonguierma qui a offert une bonne discrimination des drains humides des cours d’eau et de leurs drains totalement asséchés. Sur les images satellitaires résultant du calcul de cet indice, les drains humides sont apparus en teinte noire et les drains totalement asséchés en teinte blanche. Partant de cette observation, les cours d’eau sont apparus discontinus à la suite de leur morcellement en portions humides et en portions totalement asséchées. Sur la base du contraste fortement marqué entre les portions totalement asséchées et les portions humides, les drains humides des cours d’eau ont été cartographiés pour donner les cartes du réseau des drains humides des cours d’eau du bassin en période humide et en période sèche. L’exploitation de ces cartes a révélé dans un premier temps que la stabilité hydrologique du bassin est assurée par 69,21% des drains du réseau hydrographique global extrait de la mosaïque des cartes topographiques. Il s’agit du réseau des drains humides établi en période humide à partir de l’image d’octobre. Les 30,79% restants décrivent les drains du réseau hydrographique global se trouvant dans des conditions topographiques défavorables à la rétention d’eau, c’est-à-dire situés probablement sur des terrains à pentes fortes à moyennes. Dans un second temps, la comparaison du réseau des drains humides en période humide à celui de la mi-saison sèche, a mis en évidence un taux d’assèchement des cours d’eau d’octobre à décembre de l’ordre de 20,84%. Ce taux résultant d’un écart temporel de soixante et un jours, a atteint 73,53% en fin janvier. Le phénomène de l’assèchement des cours d’eau a été donc amplifié sur le bassin de la Bagoé du 21 décembre à fin janvier, exprimé par un important taux d’assèchement des cours d’eau s’élevant à 66,55% en l’espace de quarante jours. Ce fort taux montre que le déficit hydrique s’aggrave

154 démesurément au fur et à mesure que la saison sèche s’allonge sur le bassin. La mise en place de cette situation hydrique déficitaire engendrée par le fort assèchement des cours d’eau coïncide avec la forte dégradation des paramètres climatiques du bassin en cette période de l’année. Tous les résultats obtenus dans ce travail concourent à expliquer dans une certaine mesure les problèmes récurrents de disponibilité et de pérennité des ressources en eau, connus de ces régions.

Recommandations

Les résultats forts appréciables de l’étude de l’état hydrique saisonnier du bassin versant de la Bagoé, font de cette approche un outil d’intérêt pour les études des ressources en eau. Il est donc souhaitable dans les perspectives de contribuer au développement socio-économique des populations des régions soudano-sahéliens du Nord de la Côte d’Ivoire, d’intégrer cette approche dans les politiques de mobilisation des ressources en eau. En effet, cette approche se prête bien à l’étude de la pérennité des ressources en eau. Partant donc de la connaissance de la dynamique saisonnière de l’humidité du bassin, cette approche peut contribuer à : ‐ une meilleure détermination des sites d’implantation des puits et forages ; ‐ s’assurer de la pérennité saisonnière de ces ouvrages ; ‐ obtenir des débits d’exploitation acceptable et variant moins dans le temps. Compte tenu de l’important assèchement des cours d’eau constaté au cours de la période sèche, il est opportun de développer des politiques de rétention des eaux de surface pendant la période humide pour les redistribuer en saison sèche. L’étude de l’état hydrique du bassin par l’usage d’indice d’humidité calculé sur des images satellitaires se révèle adéquate pour caractériser la dynamique des états de surface des éléments au sol. De ce fait dans l’optique de contribuer également au prolongement de la pratique culturale au cours de la saison sèche, il faudra à l’aide de l’indice d’humidité IH4 de Nonguierma (1994), inventorier les aires cultivables du bassin. Cet inventaire permettra d’appréhender la régression de leur niveau d’humidité après l’arrêt des pluies, en vue d’assurer à un certain niveau, la continuité des cultures ne serait-ce que maraichères ou vivrières. Toutes ces propositions sont bien entendu assorties de la maitrise de l’état hydrique mensuel ou saisonnier qu’il faudra cartographier. En marge de ces recommandations, des perspectives sont formulées à la suite de ce travail qui a le mérite de fournir une perception spatiale de l’impact du climat sur les ressources en eau de surface par le biais de l’observation satellitaire du réseau hydrographique.

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Perspectives

En effet, au plan de l’analyse de l’impact de la variabilité climatique sur l’état hydrique saisonnier du bassin versant de la Bagoé, des observations in situ des cours d’eau permettront de créer l’adéquation entre la réalité du terrain et les observations faites sur les images. Il est surtout important de ce point de vue de pouvoir disposer d’images couvrant toute une année à raison d’une image par mois. Cette disposition vise à rendre plus expressive l’étude de l’impact du climat en favorisant l’établissement de corrélations directes entre les paramètres hydroclimatiques (Température, Précipitation, Débits, etc.) et les longueurs humides des drains du réseau hydrographique extraites de ces images. Outre l’implication du climat à la compréhension de cette raréfaction saisonnière des ressources en eau, il faut aussi tenter d’expliciter le concours des dispositions du milieu naturel à la survenue de cette récession hydrique sur le bassin. En effet, tout comme le climat, le milieu physique du bassin peut offrir des conditions environnementales propices aux pulsations brutales des cours d’eau (Saïdi et al., 2003) favorisant leur forte concentration en certains endroit et leur fort assèchement en d’autres lieux. Telle que menée, cette approche de l’examen de la dynamique saisonnière de l’état du bassin, peut se prêter comme un moyen d’analyse et d’évaluation de l’impact des changements et variations du climat sur les ressources naturelles superficielles à l’échelle saisonnière. Aussi, peut-elle permettre d’assurer le suivi de l’humidité du sol qui, comme l’indique Houssa et al. (1998 b), constitue un élément clé des modèles hydrologiques utilisés pour l’étude des ressources en eau et l’aménagement de tout bassin versant. A travers donc la possibilité de faire le suivi de l’humidité des sols, fort de la forte sensibilité ou vulnérabilité des ressources en eau à la sécheresse, il serait important de parvenir à une cartographie mensuelle de l’état d’humidité du bassin. Cette cartographie qui aboutira à l’inventaire des aires humides et/ou des zones de bas-fonds du bassin, permettra d’étudier la dynamique des aires cultivables au cours de l’année surtout au cours de la longue période sèche. Cela pourrait permettre à l’activité agricole de ne plus connaître de longues périodes d’interruption. Le suivi de cet état hydrique peut aussi permettre de déterminer des sites d’aménagement de barrages hydro-agricoles dont le remplissage peut être garanti toute l’année. De même, il est possible à partir de l’observation des fluctuations de la surface hydrique de ces ouvrages de grand captage superficiel, de proposer des plans de gestion des eaux desdits barrages par les différents utilisateurs de ces ouvrages pour garantir la pérennité de la ressource mobilisée de même que les rendements des diverses activités tributaires de la ressource.

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A la suite de l’énumération de ces aspects d’extension de ce travail qui visent la pratique culturale le plus longtemps possible au cours de l’année, il serait aussi utile de mieux cerner la complexité du binôme pluie-débit, spécifique au bassin versant de la Bagoé. A côté du modèle GR2M de simulation linéaire de la relation pluie-débit, il faudra aussi expérimenter les modèles distribués qui ont la particularité de prendre en compte les caractéristiques intrinsèques du bassin (caractéristiques physiographiques) et la variabilité et/ou la modification naturelle ou anthropique de ses états de surfaces. Le fort asséchement des cours d’eau fait aussi penser à une forte infiltration des eaux induite par des propriétés lithologiques et structurales favorables des terrains géologiques de la région. Dans ce cas, l’étude de la relation eau de surface-eau souterraines s’avère nécessaire pour expliciter l’aspect hydrogéologique de ce travail qui pourrait se traduire par la relation alimentation-drainage (Biémi, 1992 ; Kouamé, 1999). L’élucidation de cette relation permettra de comprendre si cette forte perte d’eau en surface est compensée en profondeur par le remplissage des réservoirs souterrains ou bien que cela est du uniquement les facteurs hydro- climatologiques, c’est-à-dire par exemple l’évapotranspiration (ETR), qui seraient en cause dans cette récession hydrique de la région.

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