14927 Impact Variabilite Climatique Sur Les Ecoulements Dans Le

V ;I 14927 1 UNIVERSITE CHEIKH ANTA DIOP DE DAKAR 1 1 Ecole Doctorale « Eau, Qualité et Usages de l'Eau » 1 ·I FACULTE DES SCIENCES ET TECHNIQUES

1 THESE DE DOCTORAT UNIQUE 1 Spécialité : Hydrologie 1 Année académique: 2013-2014 N° d'ordre: :1 Présentée par Mahamadou Maciré DIAKITE

Impact de la variabilité climatique sur les écoulements dans le haut bassin du 1 fleuve Sénégal. 1 1 Thèse présentée et soutenue à Dakar le 2014 devant le jury composé de 1 1 1 1 ·1 1 ~I Il 1 Résumé

1 Comprendre la variabilité du climat et ses implications sur l'hydrologie dani le haut bassin du fleuve Sénégal est une nécessité pour prévoir ce que pourraient être les 1 conséquences des changements climatiques futurs dans cette région, ~t définir d'éventuelles stratégies d'adaptation. Pour ce faire on doit disposer de modèles 1 1 intégrés permettant de relier les scénarios climatiques issus de modèles régioraux. 1 ' La thèse est construite autour de trois grandes parties : . La première est relative au contexte de l'étude. Les mécanismes qui déteJinent le 1 climat et les systèmes hydrologiques ouest africains sont décrits afin de comprendre 1 les contextes hydro climatiques du haut bassin. Les aspects socio-économiq~es sont décrits à l'échelle du bassin du fleuve ; enfin les traits physiques du haut ba$Sin sont 1 présentés. 1 La seconde est une synthèse et une actualisation des travaux relatjfs à la caractérisation des paramètres hydro climatiques dans de la zone d'étude. A bette fin, 1 on a procédé à une caractérisation, dans un premier temps, physiographique de notre zone d'étude, ensuite des paramètres hydro dimatiques (température, ~umidité, 1 insolation, ETP, pluviométrie, et enfin l'écoulement). Ces paramètres ont fait l'objet d'une analyse statistique à l'échelle journalière, mensuelle, annuelle et pluri,nnuelle. 1 L'analyse fréquentielle des pluies et des débits montre que les valeurs des fréquences rares sont importantes aussi bien en périodes humides qu'en périodes sèch~s. Ainsi 1 on note l'apparition de valeurs nulles en ce qui concerne les variables caracté~istiques mensuelles des basses eaux. Une restitution cartographique a été réalisée pour les 1 pluies. Ces cartes permettent une vision globale de la variabilité spatiotempor,lle de la pluviométrie à l'échelle des sous-bassins. · 1

La troisième partie est consacrée à la modélisation hydro climatique. Le I premier 1 chapitre de cette partie est consacré à la modélisation hydrologique qui est le moyen d'accéder à une meilleure compréhension des processus de surface du cyde ~e l'eau, 1 en permettant de simuler le comportement d'un hydro système et de tirer toute conséquence de l'exploitation de ses résultats. Dans un premier temps, on c~erche à 1 comprendre : les échelles de la variabilité hydrologique ; les échelles des pJ,cessus

1 2

1 1 "I 1 du forçage atmosphérique ; comment la forte variabilité spatiale du 1 torçage 1 pluviométrique influe sur la réponse des systèmes hydrologiques. Ensuite, grâce au modèle GR2M calé et validé sur la période 1960-2000 sur les sous-bassins, ol(l simule 1 les écoulements mensuels pour la période 1931-2008. Ceci permet de dis~oser de séries chronologiques de débits assez longues pour une meilleure estim4ion des 1 ressources en eau et de leur fluctuation temporelle. Le deuxième chapitre de la dernière partie de nos travaux évalue les 1 impacts 1 potentiels du changement climatique sur les écoulements. On y étudie comrhent les modifications de régime pluviométrique se traduisent sur le débit sur la btise des 1 données dimatiques générés par les modèles régionaux du Programme Etlsemble (HadRM3P et RCA), sous les conditions du scénario A 1B, tels que l'on peut les 1 concevoir à partir de nos connaissances actuelles sur le changement climatiq~e.

1 Mots~lés: Haut bassin, fleuve Sénégal, variabilité des paramètres hydro climatiques modélisation

1 pluie-débit, ressource en eau, modèle climatique, OMVS. 1 1 1 1 1 1 1 1 li 1 li 1 3 1 ~ 1 1 LISTE DES ABREVIATIONS, SIGLES, ABREVIATIONS Alm : Alizé maritime Aime : Alizé maritime continentalisé 1 AMP: Anticyclone Mobile Polaire AOGCM: Atrnosphere and Ocean Coupled General Circulation Model 1 CDA: Centre de Documentation et d'Archivage CMD : Coefficient Mensuel de Débit 1 CMP : Coefficient Mensuel de Pluie ENIAC Electronic Numerical lntegrator Analyser and Computer 1 FIT : Front Intertropical EMI : Equateur Météorologique Incliné 1 EMV : Equateur Météorologique Vertical ETP : Evapo-Transpiration Potentielles 1 ETR : Evapo-Transpiration Réelle · GES : Gaz à Effet de Serre 1 GIEC : Groupe d'Experts Intergouvernemental sur !'Evolution du Climat IRD : Institut de Recherche pour le Développement ITCZ: Intertropical Convergence Zone 1 IPCC: lntergovermmental Panel on Climat Change JEAS : Jet d'Est Nord 1 JEAT : Jet d'Est Tropical JEAN : Jet d'Est Africain Nord 1 JET : Vents d'Est Tropical MAO : Mousson Ouest Africaine 1 ORSTOM : Office de la Recherche Scientifique et Technique Outre-Mer OMM : Organisation Météorologique Mondiale 1 OMO: Objectifs Millénaire pour le Développement OMVS : Organisation pour la Mise en Valeur du Sénégal 1 MCG : Modèles de Circulation Générale PGIRE: Projet de Gestion Intégrée des Ressources en Eau 1 POGR: Programme d'Optimisation de la Gestion des Réservoirs PNUE : Programme des Nations Unies pour l'environnement 1 SST : Température de Surface de océans ZCIT : Zone de Convergence Intertropicale 1 1 5 1 ~ 1 1 INTRODUCTION GENERALE 1 Aspects physiques Le bassin du fleuve Sénégal, avec une superficie de 300 000 km2 environ, est le deuxième en termes de superficie de l'Afrique Occidentale après celui du fleuve Niger. 1 1 Il est caractérisé par une forte variabilité spatio-temporelle des précipitations, et par

1 1 conséquent des ressources en eau. Des périodes de faibles pluviométries s'intercalent entre les périodes à hydraulicités plus favorables. Le bassin du fleuve Sénégal, drainé 1 par le fleuve Sénégal, long d'environ 1800 km, et ses affluents. Il s'étend, ~u Sud au Nord, sur la région des hauts plateaux du massif du Fouta Djalon en Guinée, la partie

1 occidentale du Mali, les régions Sud de la Mauritanie, et le Nord du Sénégal. Il va de

1 1 10°20· à 17°N et de 7° à 12°20' W (figure 1). Il est divisé en deux parties qui

1 1 s'articulent autour de Bakel où transite la quasi-totalité des eaux du fleuve Sé\négal :

- le haut bassin du fleuve Sénégal s'étend des latitudes 10° 20' à 1~0 54' N à 1 Bakel, limite septentrionale. De forme losange, il couvre une superficie de

1 2 2 218 000 km répartis entre le Mali (155 000 km2). la Guinée (31 000 km ), le .1 ! 2 2 Sénégal ( 12 500 km ) et la Mauritanie ( 19 500 km ) ;

1 - la vallée, en aval de Bakel, qui est une vaste étendue de relief très faible, avec cependant une microtopographie complexe, composée d'un réseau de cuvettes 1 1 connectées entre elles et communiquant avec le fleuve par des chenaux. La

1 partie avale de Dagana est appelée Delta.

1 1 Les deux parties du bassin du fleuve Sénégal sont caractérisées par des facteurs 1 physiques qui déterminent leurs climats. Ainsi, dans le haut bassin, le c\imat est « Foutanien » ou soudano-guinéen alors que pour la vallée, il est du type sah~ien. Du 1 fait de la configuration géomorphologique du bassin, la vallée bénéficie des +ménités liées au transfert d'eau provenant du ruissellement des abondantes pluies qui 1arrosent

1 1 la zone sud (haut bassin). C'est cette partie amont du bassin du fleuve Sériégal qui sera l'objet de nos recherches pour apporter des éléments de réponfes aux 1 préoccupations liées à la péjoration pluviométrique qui sévi dans la région d~puis les 1 quatre dernières décennies. 1 6 1 ~

• l.Agende • S111tiona h'*omlttiauoa 1 R•u• hjd_rographi'que Umha haut bauin ~ Ufflf191 pays 1 1 :1 il

1 li 'I Figure 1: Carte de localisation du haut bassin du fleuve Sénégal

1 :1 Face au contexte régional du début des années 1970 marqué par un cycle de

1 1 sécheresse aux effets désastreux pour les populations, le cheptel et l'écosystème, la

1 1\ volonté de réaliser une utilisation maîtrisée des ressources du bassin du fleuve 1 1 Sénégal est de nouveau réaffirmée par le Mali, la Mauritanie et le Sén~al par la 1111

1 création de l'Organisation pour la Mise en Valeur du fleuve Sénégal (OM~S) le 11 mars 1972. Elle a mis en place un programme d'infrastructure régionale devant

! 1 permettre la maîtrise et l'exploitation rationnelle des ressources en eau du fleuve

1 Sénégal. La mise en œuvre partielle de ce programme a permis la construction des

1 barrages de Diama, avec une capacité de 500 millions de mètres cubes, sur 1 le fleuve 1 Sénégal et de Manantali sur le Bafing dont le volume de la retenue est estimé à 11,3 1 milliards de mètres cubes. Ils ont été mis en service respectivement en août 1986 et

1 mars 1988. Les travaux de construdion et de réhabilitation des digues du fleuve

1 1 Sénégal de Diama à Rosso, associés au barrage de Diama, ont été achevé~ en avril 1992 pour la digue droite et décembre 1995 pour la rive gauche. Le résEjlrvoir de

1 1

Diama permet l'alimentation en eau potable de Dakar et Nouakchott. La 1 centrale

1 hydroélectrique de Manantali et les lignes d'interconnexion, mise en service en 2002, 1 1 assurent l'alimentation électrique de Bamako, Dakar, Nouakchott et certaines villes 1 importantes du bassin (figure 2). 'I 7 1 1 Ces réalisations ont modifié le régime hydrologique du fleuve Sénégal et les

1 conditions de vie des populations dont les activités sont majoritairemenl liées à la disponibilité de l'eau. 1 1 1 Manantali 1 V-·• ..... ' ,.· 1 ,,.,,.~- --( 1 --.. ' ,.__,._,,,,. "- 1 1

1 Figure 2: Les différents barrages du fleuve Sénégal (Marjolaine, 2006) 1 Les aspects socio-économiques.

1 1 Les pays riverains du fleuve Sénégal se caractérisent, depuis ,quelques

1 décennies, par une forte augmentation de la population qui s'est accompag~ée d'une

1 1 urbanisation rapide et l'intensification de l'agriculture irriguée. Parallèlement, la

1 péjoration pluviométrique observée a accentué la pression sur les ressources en eau, 1 1 la biomasse, les sols. Le déséquilibre qui s'en ait suivi a affecté le quotjdien des

populations. 1

1 Dans le bassin du fleuve Sénégal, la population a été estimée à 9 1 355 882 1 habitants en 2008; à 10,6 millions de personnes en 2009. Elle est projetée à 11 327

1 1 623 en 2015 (OMVS1). Elle représente le quart de la population global des pays

1 membres de l'OMVS. On constate que plus de quatre habitants sur 10 des ~abitants

1 1 du bassin vivent dans la partie malienne du bassin ; la partie mauritanienne 1abrite le

1 1 tiers (34%) de la population du pays. La population est à dominance féminine ~t jeune. La tranche d'âge 5 à 16 ans avoisine les 20%; l'âge moyen se situe autour d' 25 ans

1 (OMVS1). le taux de croissance naturel dans le bassin du fleuve Sénégal varie d'un 1 1 pays à l'autre. Les derniers recensements généraux de la population effect~s dans les pays riverains indiquent que c'est en Guinée qu'on enregistre le plus fbrt taux 1 1

1 1 8 l1 11 (3, 1% en 2006), suivie du Mali (2,8% en 1998), de la Mauritanie (2,47 en 2000). Le 2 1 faible taux est noté au Sénégal (2,46% en 2002), (OMVS ). L'augmentatiop rapide de la population entraine une surexploitation des ressources forestières qui engendrent à • 1 la fois des impacts négatifs sur l'environnement, notamment sur les res~ources en

1 1 eau, les sols et la biodiversité mais aussi des impacts négatifs sur la satisfaction des

1 besoins élémentaires des populations en termes d'accès à la nourriture et à 1la santé. 1 1 Le revenu mensuel moyen du ménage dans le bassin en 2009 est estimé à

1 50 252 F FCFA. La taille moyenne des foyers étant des 6,48 membres, 1le revenu 1 1 annuel par personne est de 93 060 F CFA/ an. Il ressort également que l~accès des

1 2 1 populations du bassin aux principaux services de base est limité (OMVS ). 1 1 1 Les premières infrastructures réalisées par L'OMVS notammen~ pour la protection des terres du delta et de la vallée contre la remontée de la langue salée (le 1 1 barrage de Diama) et la disponibilité de l'hydroélectricité (Barrage de ~anantali)

1 constituent des atouts importants pour les populations dont les principales activités 1 1 économiques sont :

1 - Le secteur agricole est le moteur de développement socio-économique dui bassin. Il 1 1 emploie l'essentiel de la population active.

1 L'agriculture est l'activité principale de 75,95% des habitants du bassin. Cette 1 1 proportion varie entre 90% pour la partie malienne et 38% en Mauritanie'. Elle est

1 1 caractérisée par une exploitation majoritairement privée (près de 60%) dorjt la taille 1 moyenne est estimée à 7,5 ha pour toutes cultures confondues (irriguée, décrue,

1 1 pluviale, etc.). Les exploitations évoluant dans le cadre de moyens o~ grands 1 périmètres ne représentent que 7% ; le reste sont des périmètres villageois dont la

1 1 taille moyenne est autour de 50 ha (OMVS1). La principale spéculation est la ~ziculture 1 hivernale malgré l'existence d'autres cultures légumières qui se font en contt'Te saison 1 1

1 1 sèche. Il faut noter également une importante exploitation de canne à suer~ dans le 1 1 delta. Ces cultures approvisionnent les marchés des pays riverains. 1

1111 1 Plus de vingt ans après la mise en service des barrages, le secteur ne 1parvient1

1 1 pas à assurer l'autosuffisance alimentaire dans le bassin. Seuls 70 000 h~ sur un 1 1 \ potentiel de 250 000 ha de terre irrigables sont convenablement exploités. Du point de

1 1 vue de l'origine des revenus, l'agriculture est l'activité la moins rémunérée du ~eur. 1 : rapport PGIRE : Etudes socioéconomiques de base, avril 2011. 2 1 : rapport SDAGE du fleuve Sénégal état des lieux, décembre 2009. 1 9 • ,---~-.------~ -~-- 1

1 L'élevage mobilise pratiquement pour chaque pays riverain environ 60~ de la

1 population rurale. Il est considéré comme le deuxième des activités du sdcteur et 1 génère un revenu moyen de 44 029 F. Son apport dans le PIB national des différents Etats varie de 4 à 12% (OMVS1). Les effectifs sont constitués de camelin, d~ bovins, 11 1 ovins, caprins, d'équins. Une partie du cheptel est exportée pour l'alimentation en

1 viande des pays voisins. 1 La pêche fait vivre un nombre important d'actifs le long du fleuve Elle est l'activité :I qui assure le revenu le plus élevé dans le bassin avec une moyenne de 72 491 F CF A. Le poisson constitue une source non négligeable de protéines pour les po~lations 1 régionales (OMVS1). Cependant, après les sécheresses des années 1970-1980 et la construction du barrage de Manantali à la fin des années 1980 (Crausse, ~athieu, 1 Seck 1991 ), la pêche connaît une crise : le nombre de pêcheurs a diminué et ils déplorent la raréfaction de la ressource. Ainsi, la pêche dans le Bassin ~u fleuve 1 Sénégal fait partie des habituels sujets de controverse lorsqu'on évoque I rimpact environnement et socio-économique des barrages. Si les lacs de retenue concentrent 1 fréquemment une activité de pêche intense, les aménagements hydro ~gricoles réduisent aussi souvent les crues, les superficies inondées et donc la productivité

1 halieutique (Welcome, 1979). f La pisciculture offre des perspectives intéressantes: complémentaire à l'agriculture et 1 à l'élevage, elle permet de sécuriser la production d'espèces à forte valeur afutée en minimisant l'impact sur la ressource sauvage. • 1 Les activités du secteur agricole amplifient les impacts de la ~tian pluviométriques sur les ressources du haut bassin: l'intensification de la c~lture sur 1 brulis, extensive par définition, a conduit à la destruction rapide du couvert végétal (d'autan que l'augmentation rapide de la population induit aussi une haur de la 1 consommation du bois, d'espace pour les pâturages, etc.). Le secteur minier et industriel est promoteur compte tenu des potenti~lités du

1 1 - bassin et des politiques de développement préconisées par les autorités dan~ le cadre de la mise en œuvre des programmes de l'OMVS.

1 Le sous- sol du bassin recèle d'importantes ressources minières : or, 1 diamant, fer, cuivre, nickel, titane, bauxite, phosphates, calcaires, marbres, pétroles, etc. Parmi ces 1 minerais, seuls l'or, le cuivre, le diamant, la bauxite, le marbre et dans unel moindre 1 mesure les phosphates sont en exploitation. 1 10 • Il 1 L'orpaillage occupe une place importante dans le secteur minier. Il est pratiqué toute l'année mais surtout en saison sèche et occupe d'immenses superficies I qui sont

1 1

fortement dégradées. En plus de la déforestation et de la dégradation des I sols, des 1 produit reconnus fortement toxique, notamment le mercure, sont utilisés. Ces impacts sont rarement suivis de mesures de mitigation, du fait du caractère inff>rmel de

1 l'orpaillage. 1

1 Les tentatives d'industrialisation du bassin du fleuve Sénégal ont dbnné des li résultats mitigés malgré la diversification agricole qui devrait favoriser l'émer~ence de l'agro-industrie. Les faiblesses du minier et industriel se situent au niveau des oontraintes 1 liées à la disponibilité de l'eau de l'énergie, des infrastructures de transport et des

ressources humaines de qualités. 1

1 1 Les conditions socio-économiques inter agissent avec celles qui conditicfment les 1 paramètres hydro climatiques. Il en résulte des préoccupations qui suscitent l'irtérêt de plusieurs chercheurs.

1 Problématique de la thèse.

1 1 La problématique de la présente thèse découle des expériences vécue$ dans le sahel, notamment dans le bassin du fleuve Sénégal, à savoir les traumatismes! liés à la

1 1 baisse persistante des ressources en eau : la sécheresse. Elle vise une ~eilleure compréhension de l'évolution des variables climatiques en relation avec les ressources en 1 eau. 1 1 Les paramètres climatiques, la pluviométrie et les écoulements sont car,3ctérisés 1 sur la base des données conséquentes recueillies et critiquées. Des scénarii climatiques élaborés sont appliqués aux sous-bassins étudiés pour simuler, à l'aide d'un! modèle

1 1 validé, l'évolution prospective des ressources en eau. Cette démarche permet d'~xaminer quelques questions essentielles : Comment les variabilités climatiques conditionnent 1 elles les ressources en eau du Bafing, du Bakoye, de la Falémé et du S~négal ? Expliquent-elles les vulnérabilités observées dans le bassin du fleuve s,négal? 1 Comment les tendances actuelles influent-elles sur l'évolution à long tertne des dynamiques hydrologiques dans le haut bassin du fleuve Sénégal? 1

1 1 Les éléments de réponses à ces questions devraient permettre de gagner de l'expertise pour cerner la variabilité climatique et son impact sur les ressources er1 eau du

1 1 haut bassin. A cette fin, d'importants documents ont été mis à contribution.

1 Il 1 1 1 1

1 CONNAISSANCE DU SUJET.

1 1 De par sa position, ses ressources et ses potentialités, le bassin du fleuve 1 Sénégal se trouve au cœur de la problématique et des enjeux de développe"i1ent des 1 Etats riverains. Ainsi, l'intérêt scientifique que ce fleuve a toujours suscité se lit bien à travers les nombreuses études consacrées à son bassin. Cependant, dahs cette

1 1 abondante littérature, la documentation sur l'étude hydrologique du haut bas~in reste relativement faible. Cette situation est due probablement à l'histoire de l'OMVS3 mais 1 aussi à l'enclavement de la zone. 1 1 Sans être exhaustif, nous rappelons quelques-uns des travaux qui ~raissent 1 significatifs et qui intéressent aussi bien les ressources en eau que notre zone d'étude. Dans ce qui suit, les grands traits de ces différents travaux sont présentés. 1our plus 1 de détails, le lecteur pourra se référer avantageusement aux différentes r~érences i répertoriées à la fin de ce dorument. 1

1 1 1 1 Dione 0, (1996). Cette thèse sert de référence et est spécialement con~acrée à 1

1 l'étude hydro climatique des hauts bassins des fleuves Sénégal et Gambie.1 L'auteur

1 1 analyse la dynamique hydrologique des hauts bassins de ces deux fleuves eh rapport

1 1 avec les modifications climatiques observées. La corrélation entre climat ~t eau a 1

1 1 permis à l'auteur de retracer la dynamique et l'évolution récente de la sécheresse et

1 son impact sur l'évolution hydrologique des hauts bassins des fleuves Sénégal et

1 :1 1 Gambie. 1 1

1 Sow A.A, (1984), cette thèse s'intéresse aux débits écoulés par le fleuve Sënégal. Il

11 1 1 s'agit d'une étude hydrologique de l'ensemble du bassin du fleuve Sénégal. Après une

1 description du cadre physique et climatique, il étudie les bilans hydrologique$ pour les 1 périodes 1951-1980 et 1970-1980, les variations de l'abondance moyenne ahnuelle et

1 les régimes fluviaux saisonniers pour la période 1903-1980. i 1 Sow A.A, (2007), dans sa thèse de Doctorat d'Etat a essayé, sur la base de$ données pluviométrique et hydrologiques existantes, de faire le point sur les ressources en eau

1 1 disponibles dans le bassin continental de la Gambie {y compris l'en~ble des affluents de la Gambie) et celui de la Falémé. Cette dernière oonstitue lei troisième 1 affluent important du Sénégal avec une longueur de 92 km en territoire guin+n.

1 1 3 Cette histoire est caractérisée par une longue absence de la Guinée ce qui faisait que rdMVS n'avait

pas un contrôle sur l'ensemble du bassin, en particulier sa partie Guinéenne 1 1 1

1 12 1

1 1 • 1 1 1 1

1 Kane A, (1997), s'est intéressé à la dynamique fluviale, un peu après la mise en eau des barrages de Diama et de Manantali. A partir des observations et mesures, il met 1 en évidence les principaux changements intervenus dans l'hydrologie, la mor9hologie, la géochimie et la sédimentologie dans le delta et la basse vallée du fleuve Séfégal, et 1 essaie de montrer les répercussions de ces modifications sur les aménagements hydro-agricoles. Cette thèse a été réalisée dans le cadre du programme de recherche

1 EQUESSEN de l'IRD. 1 Ardoin-Bardin, (2004): Cette thèse essaye d'apporter des éléments de connfissance 1 quant aux manifestations de la variabilité du climat et son lien avec celle des ressources en eau. Elle évalue l'impact du changement climatique .sur les 1 écoulements de grands fleuves d'Afrique de l'Ouest et Centrale (Sénégal, ~ambie, Sassandra, Logone-Chari) en se basant sur les sorties de Modèles de Circulation 1 Générale. Cette étude s'est appuyée sur les données atmosphériques, climatiques, hydrologiques et caractéristiques des états de surface et s'est déroulée en quatre 1 étapes: diagnostics dynamiques atmosphériques pour identifier les signaux 1 caractéristiques de la mousson ouest-africaine en relation avec les anomalies hydrologiques ( excédents ou déficits) ;

1 1 - analyses statistiques de la variabilité spatio-temporelle desl séries pluviométriques et hydrologiques, en mettant l'accent sur les décerlnies 90, 1 témoin selon l'auteur de l'évolution de la sécheresse au cours de ces dix dernières années ; 1 - sélection de deux modèles de bilan hydrologiques (GR2M et WBM fonbtionnant au pas de temps mensuel), puis évaluation de leurs performances et de leur 1 sensibilité aux variations sur les données d'entrée ou sur la valeur de leurs paramètres ; l 1 - élaborations de scénarii climatiques à partir des données de températu es et de précipitations, issues du modèle climatique HadCM3-A2, et simul .tion des 1 écoulements pour le XXlème siècle des bassins ci-dessus cités.

1 Bodian Assoumana, (2011) : Ce travail a eu pour cadre le bassin du Bating. Son objectif principal était la reconstitution des données hydrométriques surtou~ dans la 1 partie guinéenne de cet affluent du fleuve Sénégal en utilisant le modèle GR2M. Ceci 1 13 1 1

1 i a permis de disposer de séries chronologiques de débits assez longues ~our une 1 1 meilleure estimation des ressources en eau et de leur fluctuation temporelle, A cette fin, il a été procédé dans un premier temps, à une caractérisation physiographique 1 puis pluviométrique de la zone d'étude. Ensuite, une modélisation hydrologique a permis de réaliser le calage/validation de trois sous-bassins sur une période de 1 référence. En fin, les impacts potentiels d'un changement climatique sur l'évolution des ressources en eau ont été évalué en utilisant les sorties de quatre modèles 1 climatiques (CSMK3, HAOCM3, MPEHS et NCPCM) issues du rapport de IP C 2007 1 sous influence du scénario SRES A2.. Boubacar IBRAHIM (2012). Cette étude caractérise l'évolution des ressource en eau 1 dans une approche où les deux systèmes (climat et processus hydrol giques) contrôlant la disponibilité des ressources en eau sont modélisés dans le ntexte 1 sahélien. Les données climatiques générées par des modèles climatiques (l:te faible résolution spatiale (modèles climatiques régionaux) sont utilisées pour forcer des 1 modèles hydrologiques (représentatifs du fonctionnement hydrologique du bassin) à différents pas de temps üoumalier et mensuel). Une analyse de tous les paramètres 1 du bilan hydrologie a été réalisée. Elle va de l'analyse des données climatiques (Pluie, Evapotranspiration potentielle) à la modélisation hydrologique du basin pour éraluer la 1 gamme des réponses du bassin aux conditions climatiques du scénario A 18 u GIEC 1 simulées par des modèles climatiques régionaux. Outre ces travaux, des programmes de recherche ont intéressé le b ssin du 1 fleuve Sénégal parmi lesquels: le programme Environnement et Qualité des aux du fleuve Sénégal (EQUESEN), le programme de recherche « Observatoire de l'~u » et 1 le Programme d'Optimisation de la Gestion des Réservoirs (POGR). En plu$ de ces programmes, l'OMVS a mené de nombreuses études, notamment, pour la realisation 1 des infrastructures structurantes (Barrages, routes, chenal navigable, aménagements hydre-agricoles ... ). Le lecteur intéressé pourra visiter le site du Centre de 1 Documentation et d'Archivage (CDA) de l'Organisation: http//cda.portail-omvs.1org. 1 1

1 14 1 q •1 1 1 1 Il

1 1

1 1 1 PREMIERE PARTIE : CONTEXTE OUEST AFRICAIN

1 CHAPITRE 1: Aperçu hydro climatique en Afrique de l'Ouest 1

1 1 I. LE CLIMAT. 1 1.1 Variabilité pluviométrique.

1 1 La région ouest africaine est caractérisée par une forte variabilité des 1 précipitations annuelles. Des périodes sèches s'intercalent entre les péfiodes à hydraulicités favorables. De nombreuses études ont montré qu'elle est soumi~e depuis 1 quatre décennies à une forte baisse des hauteurs d'eau recueillies. Cette pêjoration pluviométrique a été plus sévère en zone sahélienne, avec une baisse d'environ 30%

1 1 des pluies annuelles ; pour la partie méridionale à climat guinéen, une diminution d'environ 10% a été observée (Lebel et al. 2003; Housseini 1998; Bricqyet et al. 1 1995 ; Servat et al. 1997). Cette situation a eu comme conséquence nqtable la sécheresse qui a affecté la partie sahélienne de la région à partir des annees 1970 1 jusqu'à la moitié de la décennie 1990. Cette période fut caractérisée par d~ années particulièrement déficitaires (1972, 197 4, 1983 et 1984) aux consépuences 1 dramatiques pour les populations touchées par la famine et l'exode rural (Nic~olson et al. 1998). Dès lors, les déficits pluviométriques sont moins sévères et plus cou~s. Pour 1 autant, il est prématuré de conclure sur un retour à une situation normale sur le sahel.

1 1.2 Les régimes pluviométriques 1

1 En région tropicale, les hauteurs d'eau annuelles recueillies difinuent 1 généralement à mesure qu'on s'éloigne de l'équateur. Cette baisse de la pluviométrie

1 15

1 1 • 1 l 1 s'accompagne d'un changement dans la distribution annuelle des itations 1 permettant ainsi de distinguer deux types de régimes pluviométriques :

- le régime bimodal qui concerne les régions situées à des altitudes infé ieures à 1 7°N. Il est caractérisé par deux maxima de précipitations situés en juin et octobre, séparés par deux saisons sèches très inégales, de décembre à mars et de juillet à 1 septembre.

1 - le régime unimodal qui caractérise les régions septentrionales de ces I titudes. 1 La saison de pluie centrée sur le mois d'août, dure 7 mois au sud et 3 mois au nord. Dans la région ouest africaine, on définit également le climat sur la se du 1 cumul des précipitations annuelles. Ainsi, on distingue alors: - le climat tropical humide ou guinéen, pour les régions situées aux basses 1 latitudes et pour lesquelles les précipitations annuelles sont supérieures à 140 - 1500 1 mm, - le climat tropical sec ou soudanais, pour les régions où les itations 1 annuelles sont comprises entre 700-800 mm et 1400-1500 mm, 1 - le climat sahélien, qui concerne les zones où les hauteurs d'eau ann elles ne dépassent pas 700 - 800 mm.

1 Notons que les climats tropicaux ont la particularité de présenter u signal pluviométrique au cycle saisonnier très marqué qui contraste avec u signal 1 d'évapotranspiration potentielle (ETP) relativement constant et inten . Cette caractéristique est plus marquée en zone tropicale sèche où l'ETP reste su rieure à 1 la pluie au cours d'une grande partie de l'année. Ceci provoque un assè hement rapide des réserves en eau des sols entre les événements pluvieux et répe cute de 1 façon immédiate et prononcée toute baisse de précipitation par rapport à la normale sur le cycle hydrologique (Afouda et al. 2001 ). Ces climats se différencient insi des 1 climats de latitudes moyennes pour lesquelles l'eau est répartie plus régulière ent sur 1 l'année, tandis que l'ETP possède un signal saisonnier marqué. Mêm si les variabilités interannuelles de la pluie sont assez semblables entre ces deux climats, 1 les régions tropicales de par la faible durée de précipitation seront plus aux années déficitaires. L'impact des sécheresses est donc plus dramatique 1 16 1 1 1 zones sahéliennes dont les conditions socio-économiques s'ajoutent à la di cuité de 1 s'adapter aux caprices des conditions climatiques Vischelle (2006). Les variabilités des hauteurs d'eau précipitées constituent des contra ntes au 1 développement durable de la région ouest africaine. Elles trouvent leur origin dans la dynamique océano-atmosphérique dont il convient d'étudier les conditions cli atiques 1 ainsi que les mécanismes qui les régissent avant de caradériser la v riabilité 1 hydroclimatique de notre zone d'étude. 1.3 Les conditions climatiques : 1 La zone intertropicale ouest-africain est soumise à l'influence de trois centres 1 d'actions qui relèvent de la circulation atmosphérique générale : l'agglutination anti- 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Figure 3: Positions moyennes des anticyclones (Açores, Sainte Hélène et Saharien t de 1 l'Equateur Météorologique (E.M) dans sa trace au sol (F.I.T)).Source Leroux, 198 . 1 17 1 1 1 1 cyclonique des Açores centrée sur l'Atlantique Nord et celle de Sai~Hélène localisée dans l'Atlantique Sud (figure.3). Ces deux centres d'action opposés sont 1 d'origine dynamique et sont permanents. Le troisième centre d'action qui imprime ses marques au haut bassin est saisonnier. Il est d'origine thermique et est cen~ré sur le 1 désert du Sahara. Cet anticydone saisonnier, ne subsistant en surface qu)en hiver boréal où il reçoit des renforts thermiques. En été boréal, il migre en altitude et est 1 remplacé au sol par une dépression qui attire les flux du sud (Sow, 2007). Il est à l'origine du vent chaud et sec, plus connu sous le vocable d'harmattan. Ces ~ifférents 1 centres d'action déterminent les différentes saisons et les types de temps fbservés dans le haut bassin. De façon globale, la circulation atmosphérique en surrface est 1 constituée par deux principaux flux: l'alizé qui se manifeste en saison sècheft le flux de mousson qui intervient durant la saison des pluies. Ces deux princi aux flux 1 caractérisent la circulation en surface dans le haut bassin. 1 1.4 Eléments majeurs de la circulation atmosphérique en

Afrique de l'Ouest. 1 1 Les précipitations des régions tropicales du globe se caractérisent par une rapide diminution des cumuls à mesure qu'on s'éloigne des régions équatoriales. En Afrique 1 de l'ouest cette baisse s'observe dans le sens sud-nord. La direction de ce gradient s'explique par la localisation des anticyclones tropicaux, entre lesquels s'étir~ la Zone 1 de Convergence Inter-Tropicale (ZCIT). Elle constitue un axe de symétrie vets lequel convergent les flux tropicaux (alizés). L'élément majeur de la circulation 1 atmosphérique au dessus de la région est la mousson, caractérisée . par un renversement saisonnier des vents. Le dynamisme de cette circulation tropiJI~ ~st lié 1 aux processus extratropicaux (rétroactions au sein du système TerrJ-océan Atmosphère dans différentes gammes de fréquences) et aux mouvements apparents 1 du soleil, déplaçant la ZCIT suivant les saisons Sandra ARDOIN-BARDIN (2014).

1 L4.t Les alizés. Les alizés sont des vents d'Est de basses latitudes, lents et constants, dont la 1 circulation est entièrement comprise dans le même hémisphère géographr:ue. Ils émanent des bordures orientales des anticydones dont la rotation commanre leurs 1 vitesse et sens de circulation. , 1 18 1 1

1 1 Les alizés ont été répartis en deux types selon M. Leroux (1980), sur la base de

1 leurs parcours et de leurs caractères : 1 1 - l'alizé maritime (Alm}, qui provient de l'agglutination des Açores. Il s'écoL1e sur la face orientale de son agglutination génératrice et, sur son parcours océ~nique, il hérite de nouveaux caractères. Il se réchauffe progressivement et sa tendance à 11 l'instabilité s'accroît lentement. L'alizé maritime est un alizé stable cJ>e 1) de direction nord et qui concerne en janvier toute la côte de l'Afrique sept~ntrionale 1 1 depuis le sud marocain jusqu'au-delà de Dakar, tout en englobant l'arfhipel du 1 Cap-vert. Il est responsable d'un temps frais et humide pendant 1~ période

1 hivernale. Quand l'alizé maritime pénètre sur le continent, il devient u~ flux sec de direction nord à nord-est. On parle alors d'alizé maritime contTentalisé 1 1 (Aime);

1 1 1 - l'alizé continental (Harmattan) est la branche la plus méridionale du flux issu de l'agglutination« saharo-méditerranéenne ». Il s'écoule sur la face méridibnale de 1 1 sa cellule d'origine et balaie l'est et le sud de l'Afrique du Nord. Son ajr polaire

1 initial se tropicalise et il acquiert rapidement de nouveaux caractères. Il est alors

1 i instable, avec une inversion élevée, un écart thermique faible, voire n~I et une faible subsidence. 1 1 Son survol de la partie la plus sèche et chaude de l'Afrique septentrionalf (désert 1 du Sahara) lui ôte ses caractères d'origine. Il devient chaud et sec avec une direction 1 i nord-est à est. Il entretien sur son passage de forts taux d'évaporatioh et de

1 1 températures élevées.

1 1 L4.2 La Mousson de l'Afrique de l'Ouest. La Mousson d'Afrique de l'Ouest (MAO) fait partie avec la mousson indiehne et la 1 mousson sud-américaine des trois grands systèmes de mousson de fa zone

1 1 ' intertropicale. Dans ces régions le climat est contrôlé par des fortes interactions qui

existent entre surface continentale, océans et atmosphère. 1

1 De façon relativement simple, il est possible de décrire l'évolution de la ~Ode la façon suivante: la répartition de l'énergie au sein du système TemtOcéan 1 Atmosphère introduit des disparités entre les basses latitudes qui connaissent 1un bilan

1 1 19 1 1

1 1 excédentaire et les hautes latitudes dont le bilan est au contraire déficitaire. Cette 1 répartition différentielle se traduit par l'existence d'une source chaude situéel dans les régions intertropicales, et de deux sources froides, l'une entre l'équateur etl 10°N au niveau de pression 300 hPa (altitude d'environ 10 km), et l'autre vers 800 hPa (altitude

•1 ! d'environ 2 km) dans les moyennes et hautes latitudes (Fontaine et Janicot, 1993). Ce 11 sont ces différences dans la répartition spatiale du bilan radiatif, qui en amplifiant le gradient méridien de températures aux latitudes moyennes et le gradient vertical aux 11 latitudes tropicales, provoquent la mise en mouvement de l'atmosph4re pour rééquilibrer la distribution de l'énergie dans le système. Dans les régions trppicales, 1 cette cinétique se traduit par une circulation méridienne assurant le transfert de 1 l'énergie vers les zones déficitaires que sont les niveaux supérieurs de la trobosphère et les pôles. 1 1

Au contact dynamique des circulations atmosphériques des deux hémisAhères se 1 ! trouve la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT), aussi appelée fquateur 1 Météorologique, caractérisée par une intense convection et le développement de systèmes pluviogènes. En altitude, cette zone de concentration de la vapeir d'eau, advectée par les alizés et les flux de mousson, présente une structure in4inée qui 1 1 définit deux zones d'ascendances distinctes : la convection sèche et la convection profonde. La trace au sol de la ZCIT, appelée Front Intertropical (FIT), mbrque la 1 1 position de la convection sèche moins développée verticalement et située plu~ au nord

1 1 que la convection profonde. Le mouvement apparent du soleil commande le

1 déplacement de la ZCIT, entre sa position méridionale autour des 5°N (d~mbre à 1 février) et sa position septentrionale autour de 15°N (juin à août), et rythme ~one les grands régimes pluviométriques de l'Afrique de l'ouest.

1 Si la vision dassique de la dynamique de la mousson repose sur un déplfJcement progressif de la ZCIT, des études récentes ont au contraire mis en évidence le 1 caractère brusque de l'installation des pluies sur la région ouest africaine (Eltabir et al., 1996 ; Le Barbé et al., 2002 ; Lebel et al., 2003). Sultan et Janicot (2003) Jontrent, 1 pour expliquer, que la MAO se met en place en deux temps : La premiè e étape correspond à l'arrivée du FIT à 15°N, pennettant le développement de systèmes 1 convectifs isolés en zone soudano-sahélienne, alors que la ZCIT est encorel centrée 1 sur sa position de quasi-équilibré à 5°N ; ils parlent alors de « pre-onset » de la mousson, correspondant aux premières pluies des régions soudano-sahélienres aux 1 20 1 1 1 mois de mai-juin. La seconde phase, appelée « onset », est marqué1 par le 1 développement méridien brutal de la ZCIT à une seconde position de quasi~uilibre à 15°N (c'est le saut de mousson, qui a lieu autour du 18 juin). Cette période active de la 1 mousson contribue pour 70 à 90% des pluies en zones soudaniennes et sahéliennes. L'apparente simplicité de la circulation atmosphérique tropicale cache ~ant

! 1 des interactions complexes entre l'atmosphère, la biosphère et les surfaces océaniques et occidentales. Ces interactions, aux échelles régionales et synoptiques, 1 semblent avoir une influence notable sur la dynamique de la mousson (Cha1'ey et al. 1 1977 ; Eltahir et Gong 1996 ; Fontaine et Janicot 1996). 1.5 Circulation atmosphérique et conditions 1 ! hydrocllmattques. 1

La circulation atmosphérique tropicale a une apparence simple : con~ergence

1 1 des alizés vers la ZCIT, convection, reprise de l'air en altitude vers les hautes pressions tropicales. Mais elle est en réalité bien plus complexe, si on prend en 1 compte les variations d'intensité des courants -jet, connus sous les noms de IJEAT et 1 de JET, ou encore d'une « présumé cellule de Walker » (Leroux, 1995), et plu~ encore si l'on tient compte des relations océan-atmosphère avec les températures da surface 1 marine et les événements El Nino ou la Nina. Les lecteurs intéressés pourront se pencher avantageusement sur les travaux des auteurs suivants (Nichflson et 1 Entekhabi, 1986 et 1987; Nicholson et Nyenzib, 1990; Moron et al., 1995; IWard et al., 1999).

1 Le flux de mousson et ses variations saisonnières qui en résultent comEndent les conditions climatiques autour du Golfe de Guinée. Ces facteurs climatiqu s jouent 1 un rôle essentiel dans la genèse des précipitations, et donc des écoulements uviaux. En effet, en Afrique Occidentale, ce sont les précipitations, qui par leur abondance,

1 leur variation saisonnière et leur irrégularité interannuelle régissent les~1 régimes hydrologiques. La connaissance des mécanismes climatiques à l'origine d flux de 1 mousson permet de mieux appréhender les variations hydroclimatiques à l'échelle continentale avant d'améliorer les connaissances sur la variabilité des précipitations et 1 des débits à l'échelle des bassins versants (Mahé et Olivry, 1995; Bricquît et al., 1997; Paturel et al., 1997b; Servat et al., 1997a; Olivry et al., 1998; Laraq e et al., 1 2001). 1 21 1 1 1 IC111 1 ]1 9 w 1 8 w 7 1 fi ' 1

1 211' l~ ll6 r 4• 2 3 ' 1 12001Cm 4'0Km l OOOK• IIIOUl90II SUffllOIUe par ...... de)'alid~ albé .,.,c1erllïdlml'II m lmpO!lllllle 1 JIN ilnpMale --- Jle1I iqloltlllfc Cb ~ ,.. Cb~Aa Cu Sç Sc 1 ~onigntel c.:.:. lniDe .-ic. pa.vblo pt.vÏCll8C

1 Figure 4: Schéma de la circulation générale de la troposphère en août (Sagna, 2opo). 1 1 1.6 Les discontinuités

1 Le domaine tropical est aussi marqué par des discontinuités. Une disqontinuité 1 marque une rupture de circulation entre les flux ayant des caractères et desl origines différents (Leroux, 1980). Il s'agit d'une limite donnant à chaque hérhisphère 1 1 météorologique, une certaine autonomie énergétique (Leroux, 1980). Elles SO'!lt liées à la disposition des agglutinations anticycloniques ce qui leur permet de délimiter les

1 1 circulations provenant de ces différentes agglutinations anticycloniques.

1 1 1 L6.t La discontinuité d'alizé 1 1 Il s'agit de la ligne de contact entre l'alizé maritime continentalisé $t l'alizé continental. D'après Ndione (1998), sa présence dans la zone étudiée relè~e de la

1 1 puissance et du renforcement de l'agglutination des Açores. Cette dis~ntinuité disparaît à partir du mois d'avril pour laisser la place à une autre disCQntinuité, 1 l'Equateur Météorologique. 1

1 1 1 22 1 1 1

1 I.6.2 L'Equateur Météorologique Il sépare deux flux issus de deux hémisphères différents. 1 rencontre entre alizé et alizé ou alizé et mousson. C'est une ligne dépressionnaire intercontinentale. Sur l'océan, l'homogénéité des flux (en température et en umidité 1 du fait du milieu océanique) lui donne l'appellation de zone intertropi le de convergence (ZIC), convergence des flux sans affrontement (Leroux, 19 0). Sa 1 migration ne se fait pas parallèlement à l'Equateur géographique mais obli 1 selon un axe SW-NE (figure 5). I. 7 Les noyaux de vents d'est 1 Dans la troposphère tropicale africaine, se rencontrent trois noyaux d'est. Deux de ces noyaux s'individualisent dans les couches moyennes d part et 1 d'autre de l'Equateur Météorologique: Ce sont les Jets d'Est Africains (Jet d'Est Africain Nord et Jet d'Est Africai Sud). 1 Le troisième noyau de vent fort est constitué par le Jet d'Est tropical (JE ). Il se rencontre dans la haute troposphère au-dessus de la structure verticale de I' 1 Météorologique.

1 1. 1.1 Le Jet d'EST Africain Nord (JEAN) Le Jet d'Est Africain Nord (JEAN), comme son nom l'indique, se retr uve sur 1 l'Afrique occidentale entre 3000 et 4000 m. Sa vitesse n'est pas constante. Elle se renforce grâce aux apports énergétiques de la mousson et aux gradients hor zontaux 1 de température qui accélèrent la circulation. Le JEAN est un noyau de vent fort qui suit la variation saisonni re des :1 agglutinations anticycloniques et de l'Equateur Météorologique Incliné (EM ). Cette variation se réalise en quatre phases : 1 Une période de remontée lente qui survient de mars à juin et une autre qui marque un retrait rapide en octobre-novembre. Ces deux phases sont séparées r deux 'I périodes de stagnation. La première concerne sa partie sud et se dé ule de décembre à février, tandis que la seconde est notée de juillet à septembre dans sa 1 partie nord. Le JEAN atteint sa position la plus septentrionale en août et sa plus 1 grande vitesse en septembre. Le JEAN apparaît ainsi comme le résult t de la 1 23 1 combinaison de deux circulations et intègre de fait la dynamique de$ échanges ~ 1 1 méridiens . • 1 1 1 1 1 1

r---·-- 1 i 1 i i 1 1 i 1 1 1 1

Figure 5: Migrations de la trace au sol de l'Equateur Météorologique en Afrique occid~ntale 1 (Leroux, 1980) 1 1 1 24 1 1 1 L7.2 Le Jet d'Est Tropical (JET) 1 Le Jet d'Est Tropical (JET) se retrouve dans la haute troposphère. Son ~xistence est liée comme les jets précités (JEAN et JEAS) à la différence de gradient de 1 température. Il connaît des translations annuelles en latitude. Sa vitesse est lpeaucoup plus forte que celle des jets précédents, surtout en été. Cette vitesse est fonJion de la 1 latitude, de la longitude et de sa variation d'altitude. . Le JET connaît une migration qui suit celle des agglutinations anticyclo~iques en 1 altitude. Cette migration est faible avec une amplitude moyenne de 10° de latitude. E~ été le jet 1 se subdivise en deux noyaux dont l'un se situe vers 5° nord à 200 hPa et rJutre vers

15° nord à 100 hPa (M. Leroux, 1980; P. Sagna, 1988). 1 1 Les conditions structurales de l'Afrique de l'Ouest sont ainsi intimement .liées aux échanges méridiens. Elles se résument en trois facteurs que nous associons aux

1 mécanismes de la troposphère tropicale (figure 6): 1 - Les agglutinations anticycloniques et les flux de surface qui en sont issus ; 1 - Les discontinuités dont l'Equateur Météorologique est la plus importante! avec sa double structure, EMI (qui forme sa trace au sol) et EMV (dans les' couches 1 moyennes); - Les noyaux de vents forts en altitude, représentés dans les couches moyJnnes par 1 les jets (JEAN) au dessus de l'EMI, le JEAS qui surplombe l'inversion d'alizé et le JET

dans les couches supérieures en aplomb de l'EMV. 1 1 Cependant c'est surtout dans les basses couches que se matérialisent ces échanges grâce aux flux qui, par leurs caractères (thermique et hygrométriqul) et leur 1 opposition, déterminent les aptitudes pluviogènes en Afrique de l'Ouest. • 1 1 1 1 1 1 25 1 Km l 'ti·.

9 Km

JSAN Jet d'~, A.fi.'1.M.in nucd JEAS Jet d'Est Atricllln .sud J'ET Jet d"Est Tt0pical • ·:n": •1 Brume =:-be-. H•honlE1cSorcs --- Liallr4 ck ni.Lit ~L wrCaœ == l:Qu11cu.r Mdt6orolotiquc EMI Eq.sa1e11r tMl&n'olosique lnclin6 BMV EQUIICUI Mtteorologique Venieal D.AL Oisconûnttilc! tlAlimr z: ==:: = (n\N}nion de r:ali2' muitimo :::::::::: Jnvcrsëon de l'harmauan -;.-;.o;.~':,.~o;.-:..~~ Inversion de l'alizd a

Figure 6: structure de la troposphère et composantes de la pluviogenèse sur l'Afrique Occidentale et Centrale (d'après M Leroux 1992)

26 ------· 1 1 I.B La pluviogenèse en Afrique de l'Ouest 1 La circulation atmosphérique en Afrique septentrionale procède de mecanismes

1 simples qui s'intègrent à la dynamique de la circulation générale. Les précipitations en 1 Afrique occidentale sont liées à trois conditions principales (M. Leroux, 1994) cité par Diane (1996): 1

1 1 - le potentiel hygrométrique de la masse d'air (qui est en même temps un

potentiel énergétique), 1

1 1 - l'intervention d'un facteur déclenchant l'ascendance, - une structure favorable à cette ascendance ( absence de cisaillement et de 1 1 subsidence). 1 L'intervention de ces conditions se fait simultanément et il ne peut exister de 1 relation directe et/ou immédiate entre la pluie et un paramètre isolé quelco~que. Les facteurs locaux additionnels étant souvent rares et très localisés, l'évolution des

1 1 facteurs généraux se traduit par des variations saisonnières. 1 Le haut bassin obéit aux conditions de la pluviogenèse tropicale. Les saisons 1 répertoriées dépendent des mécanismes de la circulation générale. Les mani+stations de ces mécanismes et les situations qui en résultent nous permettent de C,istinguer 1 deux saisons principales : la saison non pluvieuse et la saison pluvieuse.

1 Ls.1 La saison sèche Elle survient en hiver boréal à la faveur du renforcement des agglutinations

1 1 anticycloniques boréales, suite à la descente des Anticyclones Mobile Polai~e (AMP) vers le sud. Un temps anticyclonique règne avec une forte circulation d'alizé. les AMP 1 en provenance de l'Arctique sont alors beaucoup plus puissants. Ils connaisrent une variation de puissance et d'étendue perceptibles a toutes les échelles temponelles, ce 1 qui leur confère une position beaucoup plus étendue sur l'Afrique occideftale. Ils réalimentent constamment les agglutinations des "Açores" et "saharienne· qu~ sont au 1 maximum de leur puissance. L'agglutination de Sainte-Hélène, du fait de l'été austral,

1 se trouve fortement amoindrie et décalée vers le sud. 1 1 Sur la frange littorale, prédomine l'alizé maritime (Alm) et l'alizé maritime continentalisé (Aime). La discontinuité constituée par la rencontre de l'alizé ~aritime 1 et/ou alizé maritime continentalisé avec l'harmattan (discontinuité d'alizé) !annihile toute velléité de développement nuageux car seule la strate inférieure de IJAlm est 1 1 humide. Cette humidité est déposée sous forme de rosée. 1

1 1 1 27 1 1 1 La période ne connaît donc pas de précipitations importantes. Les rar pluies 1 enregistrées sont d'origine extratropicale. Ce sont les "pluies de mang es" qui surviennent en décembre-janvier-février (A. Seck, 1962; M. Leroux, 1970, 198 ). 1 A l'intérieur, souffle l'harmattan. Il s'agit d'un vent chaud et sec de directi n nord est. Ainsi les régions septentrionales du haut bassin sont les plus affectées 1 influence diminue vers le sud. Au maximum de sa translation vers le sud en ril-mai, toute la région est soumise à une chaleur intense. A partir du mois de mai, se 1 manifeste l'influence de la circulation australe. 1 I.8.2 La saison pluvieuse En été, les agglutinations anticycloniques boréales se trouvent décalée 1 nord. L'Afrique occidentale est alors peu influencée par les circulations d'aliz'. Ou fait de l'hiver austral, l'agglutination de Sainte-Hélène est constamment renforc' par les 1 AMP en provenance du pôle sud. Elle migre alors vers le nord, en re ussant l'Equateur Météorologique vers sa position la plus septentrionale. 1 Les précipitations du haut bassin du fleuve Sénégal, comme dans le l'Afrique septentrionale, sont essentiellement liées à l'Equateur Météorologiq e. Leur 1 importance dépend des structures de l'Equateur Météorologique (EMI et E ) et de leur migration. La densité de la couverture nuageuse et la réduction de l'insol tion qui 1 affecte les températures ont valu à cette période le substantif "d'hiverna e". Les principaux facteurs de la pluviogenèse tropicale sont prédominants. L'ori ine des 1 précipitations et leur nature sont alors intimement liées à l'importance de chaque facteur et aux interactions qu'ils peuvent connaître en fonction du milieu. 1 I.8.3 Les lignes de grains 1 Le grain est considéré comme un phénomène orageux caractérisé par une variation très importante de la vitesse du vent débutant brusquement d'une urée de :1 l'ordre des minutes et s'amortissant parfois plutôt rapidement et souvent a d'averse ou d'orage. Les précipitations engendrées par les lignes de gr ins sont 1 essentiellement orageuses au niveau de la structure inclinée où sont enregi trés des orages isolés, d'intensité forte et d'extension faible. Ces pluies s' nstallent 1 progressivement dans le haut bassin selon un axe SE-NW. L'axe de pénétr tion fait que les zones orientales reçoivent les pluies en premier lieu et sont sou ent plus 1 arrosées par les averses qui s'essoufflent en progressant vers l'Ouest. 1 28 1 1 1 Les pluies apportées par les lignes de grains se forment dans la structwre EMI et

1 1 n'intéressent qu'une faible partie du haut bassin. Elles représentent cepen4ant 80 % des précipitations enregistrées en Afrique sahélienne (J. G. Omotosho, ~ 984). Le 1 processus de formation des lignes de grains et leur importance ont été étudiés par M. Leroux, (1980) et P. Sagna, (1988). Les lignes de grains résultent de la combinaison 1 de plusieurs étapes, dont la dernière voit le flux d'Est descendre jusqu'au sol, obligeant la mousson à s'élever. Il en résulte la formation de nuages1 à grand 1 développement vertical (type cumulonimbus) et les précipitations qu'elles +ntraînent ont généralement une direction est à ouest. Elles sont orageuses, de forte int~nsité, de 1 courte durée et sont très aléatoires. 1 1 Les lignes de grains peuvent parfois ne pas provoquer des pluies, 1car elles 1 n'utilisent que le potentiel qu'elles trouvent sur place. Ainsi, avant sa pénétration dans

1 le flux de mousson, les pulsations d'alizé peuvent être responsables des te~pêtes de 1 sables. Cependant, c'est surtout en fonction de l'épaisseur du flux de moussoh et de la migration de l'Equateur Météorologique que varie la saison des pluies. Les plpies liées

1 à la structure EMI sont fonction de sa migration. 1 Les régions situées au sud du haut bassin sont ainsi les premières intrressées 1 par les pluies. Au maximum de la translation de l'EMI vers le nord au mo~ d'août, l'ensemble du haut bassin est soumis à des pluies importantes. Dès ce mtis, l'EMI 1 opère un retrait rapide vers le sud qui voit de nouveau les régions mé~dionales bénéficier en dernier lieu de ses pluies. Cette situation rend très variable la durée de la

1 1 saison pluvieuse qui diminue du sud au nord. L'extrémité sud connaît en plus Ffe fortes pluies, liées à l'influence directe de la migration de l'Equateur Météorologiquel Vertical. 1 Ce sont des pluies abondantes, peu orageuses et souvent supérieures à 2oq mm par mois (Leroux M., 1994). La saison des pluies y est plus étendue et la présehce d'un 1 relief élevé (Fouta Djalon) favorise d'importantes pluies orographiques. 1

1 L'existence de deux saisons, l'une non pluvieuse, conformémerjlt à la 1 prédominance des alizés, et l'autre pluvieuse en relation avec la mousson s'rxplique par le dynamisme des échanges méridiens en milieu tropical. Cette altern~ce des 1 saisons, dans l'espace et dans le temps, a une grande incidence sur le cycle ~égétatif et les activités humaines. Au fur et à mesure que s'affirme la continentalité, e~ relation 1 avec la prédominance de l'alizé ou de la mousson, des nuances climatiques se dégagent et permettent de subdiviser le haut bassin en domaines dimatiques. 1 1 1 1

1 29 1 1

1 1 1

1 Les mécanismes climatiques ci-dessus décrits influencent le contexte 1 hydrologique qui est présenté dans la section suivante. 1 II. L'HYDROLOGIE 11.1 Régimes fluviaux 1 Le régime d'un cours d'eau est déterminé par la répartition spatio-tempo elle des précipitations et par les caractéristiques naturelles du bassin versant. En Afrique 1 Occidentale, la plupart des bassins sont imperméables (Radier, 1964) ; de fait, les évolutions saisonnières des débits correspondent assez à celles des préci itations. 1 Aussi, on distingue du nord au sud, le régime tropical pur et le régime tro ical de 1 transition : n.1.1 Le régime tropical pur

1 Il se caractérise par une brève période de hautes eaux (3 mois, de mi - juillet à mi-octobre) suivie d'un rapide tarissement qui s'achève en décembre-janvier, et fait 1 place à un étiage marqué par des écoulements très faibles.

1 Le régime tropical pur est caractéristique de la zone sahélienne où la pl part des bassins sont endoréiques. Un bassin est dit endoréique quant il possède un r' seau ou 1 un embryon de réseau hydrographique sans ouverture sur la mer ou sur u lac de grande superficie. L'endoréisme est donc le caractère des régions où I' · ulement 1 n'atteint pas la mer et se perd dans des dépressions fermées. Au sahel, la dé radation du réseau hydrique isole une grande part des écoulements du drainage que evraient 1 assurer les grands fleuves. Le paysage se compose d'une juxtaposition de petits 2 bassins versants indépendants de quelques hectares à plusieurs dizaines de km , 1 dont les écoulements viennent principalement s'accumuler dans des ma~s. Ces mares sont des zones privilégiées d'infiltration et d'alimentation de 1~ nappe 1 phréatique (Desconnet et al. 1997; Leduc et al. 1997) cités par S Ardoin ( 004). A l'échelle régionale, le petit bassin endoréique définit l'unité hydrologique rtinente 1 responsable de l'alimentation locale de la nappe qui, en l'absence de ré eau de 1 drainage, joue ici le rôle d'intégrateur de l'écoulement. 1 1 30 1 1 1 11.1.2 Le régime tropical de transition

1 Il correspond à un régime intermédiaire entre le régime tropical et I régime équatorial. Il se distingue du régime tropical pur par une période de haut s eaux 1 beaucoup plus longue et une saison de basses eaux moins sévère. La pé ·oœ de hautes eaux montre un dédoublement de la pointe de crue Ouin-juillet et se tembre 1 octobre) qui n'est pas toujours nettement marqué.

1 Le régime tropical de transition est caractéristique des zones gui soudaniennes où du fait de l'abondance des précipitations, les bassins versa s sont 1 exoréiques c'est-à-dire, contrairement à la zone sahélienne, leurs hydrogr phiques 1 aboutissent à la mer. Les régimes des cours d'eau ouest africains sont souvent étroitement liés aux 1 dimensions des superficies drainées. Sur les bassins de mésa-échelle dont la 2 superficie ne dépasse pas 1O 000 km , les écoulements ont le plus so vent un 1 caractère unimodal et intermittent, dont l'évolution suit globalement c lie des précipitations. Pour les bassins de tailles beaucoup plus importantes drainé par les 1 principaux fleuves (Sénégal, Gambie, Volta ... ), du fait de la variabilité pluvio étrique des différentes unités climatiques traversées, on observe un transfert inter-zo al d'eau 1 douce à travers les réseaux hydrographiques, atténuant ainsi l'écart pluvio entre la source (zone guinéenne plus humide) et le reste du bassin main 1 (zones soudanaise et sahélienne). Le régime peut être bimodal comme c'est 1 Niger à Niamey (Le Lay, 2006).

1 A l'échelle du sahel, il est difficile de déterminer la part des systèmes ex réiques 1 par rapport aux systèmes endoréiques. La caractérisation d'un fonctio nement endoréique est en effet assez fine puisqu'elle dépend non seulement des critères 1 topographiques mais aussi des critères géomorphologiques, hydrauli ues et climatiques. Une zone considérée la plupart du temps comme endoréique 1 exemple sporadiquement devenir exoréique si la quantité d'eau écoulée est s sante pour rejoindre le réseau de drainage. On peut considérer, à titre indicatif, (De raetere, 1 communication personnelle) qu'au nord de la ligne de partage que dessi ent les fleuves Sénégal et Niger, les régions ont un comportement très majorit irement 1 endoréique. 1 31 1 11.2 Vulnérabilité des grands systèmes hydrologiques de l'Afrique de l'Ouest. ',,

La diminution pluviométrique observée au cours de la période 1970-90 a mis en

' exergue la vulnérabilité des systèmes hydrologiques ouest africains à la sëcheresse.

' Elle s'est répercutée, par rapport à la période humide 1950-69, par un factel\lr deux sur 1 la diminution de leurs débits.

1 Sur la partie supérieure du bassin du Niger, entre la période humide 19$0-69 et la 1 1 période sèche 1970-1989, pour laquelle le déficit pluviométrique s'est élevé~ 25%, il a

1 été observé une baisse de 55% du débit moyen (Lebel et al. 2003 ; Houss~ini 1998 ;

1 1

1 Bricquet et al. 1995 ; Servat et al. 1997). Le fleuve Niger s'est même arrêter ',,de couler

1 1 pour la première fois en 1984. '

' Durant les mêmes périodes, la diminution pluviométrique de 30% observée sur 1 1 1 bassin du fleuve Sénégal s'est traduite par une baisse de 60% du débit moyen (Lebel 1 1 et al. 2003; Servat et al. 1997). Le même comportement a été constaté pour des bassins de taille moyenne de la

' 1 zone soudanienne (Servat et al. 1997; Mahé et al., 2000; Le Lay, 200$). Pour certains de ces bassins, l'argument avancé expliquant la non linéarité dans le transfert

' 1 du déficit pluviométrique en déficit hydrométrique, repose principalement',,, sur la

1 diminution de la contribution de la nappe phréatique au débit de base (Bricq~t et al.,

1 1 1995; Olivry et al., 1998). ',,,

1 1 En suivant l'évolution temporelle de la nappe d'une région endoréiqljle aux ' environs de Niamey (Niger) depuis 1950 Leduc et al. (2001) ont éta~,li une

1 augmentation régulière du niveau de la nappe depuis la fin des années 60, m~gré la 111 1 diminution de la pluviométrie. Ce même comportement dénommé « pa~doxe

1 1 sahélien » a été également observé dans quelques bassins exoréiques au B~rkina

1 ' Faso pour lesquels les débits moyens et maximum ont augmenté pendant la période 1

1 sèche (Alberge! et al. 1992; Mahé et al. 2005). :, 1 1 1 1

1 Le paradoxe sahélien s'expliquerait par une modification du couvert végét$1, en

1 1 1 particulier une diminution de la végétation naturelle au profit de sols cultiv~ ou

1 ',, dénudés par les surpâturages ou l'exploitation forestière (Loireau 1998). Il $t la 1 ' 1 32 1 1 conséquence non seulement de la diminution pluviométrique qui entrave le développement des végétaux, mais aussi de l'essor démographi~ue qui 1 s'accompagne par l'augmentation des demandes en ressources alimentaires et énergétiques. De telles modifications des états des surfaces favorisent l'é~osion et 1 l'encroûtement, et diminuent l'activité faunique des sols provoquant une augrrlentation 1 du ruissellement des versants (Alberge! et al. 1992). Soulignons que l'augmentation des écoulements est très localisée èt1 assez 1 insignifiante comparée à la diminution globale des ressources en eau e1 Afrique occidentale. Elle accentue les phénomènes d'érosion des sols et le transpdrt solide 1 associes qui contribuent au colmatage des drains et détériorent la capacité des réseaux hydriques à drainer les écoulements. Elle accentue également la di~culté de 1 la végétation des versants à capter les eaux de surface pour son développement, du 1 fait de l'augmentation des vitesses d'écoulements. Les explications apportées au paradoxe sahélien montrent à nouveau la 1 complexité et les non linéarités de la réponse des systèmes hydrologiqu,s. Elles 1 rappellent pour le sahel le rôle prédominant non seulement de l'aléa dimatique, mais 1 aussi des changements environnementaux et de l'activité anthropi,ue qui 1 l'accompagne. ' 1 1 1 1 1 1 1 1 33 • 1 1 CHAPITRE Il : TRAITS PHYSIQUES DU HAUT BASSIN.

1 Le bassin du Sénégal supérieur a une forme sensiblement ovoïde avec un grand

1 axe du fleuve Sénégal s'étend des latitudes 10° 20' à 14°94' N à Bsjkel, limite

1 1 septentrionale et est compris entre les méridiens 7° et 12°20' W. Il oouvre une

1 2 2 2 superficie de 218 000 km répartis entre la Guinée (31 000 km ), le Mali (155 000 km )

1 1 2 2 le Sénégal (12 500 km ) et la Mauritanie (19 500 km ). Il est caractérisé par lm réseau

1 hydrographique très dense constitué d'importants cours d'eau comme 11e Bafing

1 1 (branche mère), le Bakoye et la Falémé (principaux affluents) du fleuve Sénégal ; un

1 relief marqué (Massif du Fouta Djalon, le Plateau Mandingue) et un profil enl long plus

1 1 accentué. L'écoulement se fait à l'intérieur d'un lit mineur généralement bien calibré,

1 sans échanges latéraux. Les stations hydrométriques sont pour la plupart stables, et 11 1 les courbes de tarage univoques.

1 Sur la base de son caractère orographique et sa structure lithologique, le haut

1 bassin est subdivisé en : 1

1 1 cours supérieur proprement dit, ou bassin amont. Il s'étend de la 1source à

1 Bafoulabé (13°50') sur une superficie de 124 000 km2 caractérisée par les hautes

1 1 terres du Fouta Djalon et de ses contreforts. Ainsi sur le territoire guinéen, le massif du

1 Fouta Djalon culmine entre 1421 m au mont Kavendou et 1538 m dans le massif de

1 1 Mali (source du Bafing-Téné). En territoire malien, le cours supérieur occupe le plateau

1 1 Mandingue et forme sur les marges méridionales un ensemble de monts (lbel, 1 Lankanta), de plateaux (Badiar, Kadé) et de falaises (Tambaoura), drainés1 par des

1 1 cours d'eau bien hiérarchisés. C'est une région à pluviométrie et végétation

1 abondantes et à lithologie complexe. Le cours supérieur est caractérisé par 1un profil 1 en long plus accentué (la pente des plans d'eau varie de 1,3%o en amont à 0,4%o en aval sur le Bafing, et de 8,5%o à 0,24%o sur la Falémé); : 1 1 - cours moyen dont la limite est Bakel (14° 54' N) vers le nord. Cet ehsemble 1 surplombe des régions beaucoup plus basses où les reliefs notables sont cJnstitués de massifs subtabulaires (massif de l'Affolé et plateau de l'Assaba). Le ca~re litho 1 structural y est moins accidenté, les précipitations ainsi que la végétatio~ moins abondantes. : 1 1 34 1 1 ~ Du point de vu géologique, le haut bassin du fleuve Sénégal se ~attache au

1 craton ouest-africain, pays de vieille plate-forme. Ce vaste complexe 19éologique

1 ~ précambrien se stabilise à la fin de l'orogenèse éburnéenne (1800-1600 Nt.a). Deux

1 cycles orogéniques ultérieurs, les Panafricains (660 et 550 M.a) et l'Heroynien (250

1 • M.a) y ont formé ou rajeuni tout autour une ceinture de zones mobiles. 1 1 1 Les ensembles géologiques identifiés dans le haut bassin sont très I divers et 1 1 présentent par endroit une grande complexité qui rend difficile leur identi~cation. Ils

1 1 sont associés aux différents paysages. Huit grandes unités structurales peuvent être

1 1 identifiées : 1

1 les formations du socle birrimien n'apparaissent qu'en fenêtres taillées dans la

1 1 couverture (fenêtres de Kayes et Kénieba),

1 1 - les bassins du protérozoïque supérieur constituent le bassin de Madjna Kouta, le plateau de !'Affoler ainsi que le plateau du Manding,

1 la chaîne du Panafricain I des Bassarides est formée par les sé~ies de la 1 Falémé et de Bakel - Mbout, - les bassins molassiques du protérozoïque terminal et cambrien 1 inférieur 1 1 regroupent les groupes de Nioro et du Bakoye,

les formations sédimentaires cambra-dévoniennes sont reconnues par le

1 1

groupe de Pita, 1

1 1 les dolérites du Permien et du Trias forment des venues à l'intétieur des 1 formations du socle, 1 le bassin mésa- cénozoïque Sénégalo-mauritanien occupe les I franges

1 orientales et occidentales, 1 1 1

1 - et les formations latéritiques et superficielles sont répandues ça et là, al!J-dessus

1 1 de ces formations. 1

1 1 Les grès, grès-quartzites et les dolérites constituent les principales formation' qui ont 1 donné naissance aux reliefs du haut bassin du fleuve Sénégal. Des vallées 1 35 1 1 1

1 1 encaissées, plus ou moins étendues s'adossent à des pays de collines qui eux-mêmes 1 se juxtaposent à des hauts plateaux aux sommets parfois élevés. 1 1 Quatre grands ensembles se détachent de ce cadre géographique

III. LE FOUTA DJALON. 1

1 1 Ensemble montagneux qui forme la partie méridionale du haut bassinl du fleuve

1 1 Sénégal, il est essentiellement compris en territoire guinéen. Cependant, ~es limites naturelles débordent légèrement dans les pays voisins du Sénégal au norcl et de la

Sierra Léone au sud. 1

1 1 Le Fouta Djalon est constitué de six bassins versants (D. Orange, 1992) d'?ù partent

1 de grands fleuves qui drainent l'Afrique occidentale. !

1 1 Le flanc occidental se partage entre les bassins versants côtiers de la ~ominé au nord et du Konkouré au sud. Le flanc oriental est occupé par le bassin du I Tinkisso,

1 1 affluent de rive gauche du fleuve Niger.

Trois bassins versants se repartissent les parties centrale et septent~onale du 1 Fouta Djalon, celles qui intéressent le haut bassin du Sénégal :

1 1 Le bassin supérieur du Bafing et son affluent principal la T éné, branch~ mère du fleuve Sénégal occupe le cœur du Fouta Djalon; le bassin versant des branches

1 1 supérieures de la Falémé (affluent de rive gauche du Sénégal) se partagen~ la partie septentrionale.

1 1 Du point de vu géologique, le Fouta Djalon n'échappe pas à la diversité qui

1 1 caractérise le haut bassin du fleuve Sénégal. Les formations du socle birrirT11ien sont formées par le faciès schisteux et les roches du complexe volcano-sédimentaire ou ! 1 roches vertes. Le faciès schisteux comprend des schistes sériciteux, des talchistes et des micaschistes associés à de la muscovite. Le complexe volcano-sédime~taire est 1 formé de méta-andésite ou de metabasaltes. Ces formations s'étendent de part et 1 d'autre du cours supérieur de la Falémé. Elles ont subi diverses granitisationf, liées à 1 l'orogenèse éburnéenne dont l'imposant complexe granito-gneissique dp cours supérieur du Bafing, qui déborde de Dinguiraye. 1 1 36 1 1

1 1 La couverture sédimentaire prodrozoïque appelée bassin de Madina Ko~a forme 1 d'importantes couches en bordure du socle. Elle repose en discordance sur les séries métamorphiques et les intrusions de granites du nord-est du Fauta Djalon. Les 1 sédiments paléozoïques du Cambrien supérieur et du Dévonien avec lesquels elle alterne sont connus sous le nom de bassin bové.

1 Les bassins Bavé comprennent trois subdivisions lithostratigraphiques qui i permettent de distinguer de bas en haut les groupes de Pita, Telimélé et de B fata. M. 1 Villeneuve, (1984) attribue à ces trois formations des âges cambra-ordovicien silurien et dévonien. Le groupe de Pita affleure sous forme de grés dans la partie ·dentale 1 du Fauta Djalon. Il constitue les formations de Guémata, base de la série c mprend des grès feldspathiques et des conglomérats. La formation de Kindia a centre 1 renferme essentiellement des grès blancs. Ces deux formations affleu nt aux sommets des principaux reliefs du haut bassin du Sénégal Elles occupent toutes les 1 hauteurs comprises entre Labé, Pita et Dalaba, sur les sources du Bafing-Téné. Les 1 grès blancs de la formation de Kindia affleurent aussi au sud de Dalaba dans le mont Kavendou (point culminant du haut bassin).

1 Les venues de dolérites du Permien et du Trias forment de minces filons de dykes à l'intérieur des séries métamorphiques et granitiques. Dans le' séries 1 sédimentaires qui opposent une faible résistance à la remontée du ma ma, les dolérites constituent surtout des sills. Les cornéennes qui résultent du métam rphisme 1 développé par les dolérites dans les roches encaissantes (P. Michel, 1973) répandues dans le massif de Mali.

1 1 Ces formations géologiques du Fauta Djalon ont connu une longue évolution au 1 cours de laquelle les mouvements tectoniques, les changements climatiques ainsi que les variations du niveau ont façonné les principaux paysages à travers des surfaces 1 d'aplanissements durant la période antéquaternaire et de glacis au cours du quaternaire ancien et moyen (figure 7). 1 Le massif montagneux du Fauta Djalon est un ensemble de hauts lateaux 1 entaillés dans les formations de grès. Il ne constitue pas un ensemble homogè e. De hautes terres à peine incisées par de petits cours d'eau, s'étendent 1 Labé limitées à l'est par des plateaux latéritiques qui se terminent par des miches 1 37 1 1 1 impressionnantes de grès quartzites et des dolérites. L'ensemble Fouta tjjalon se 1 subdivise en trois grandes parties séparées par des dépressions brut~les qui accroissent l'impression du relief :

1 les hauts reliefs du massif de Mali, du plateau de Labé et de Dalaba.

1 Le massif de Mali, véritable bastion avancé, s'élève à plus de 1000 m. Il culmine à 1538 m au mont Loura, extrémité sommitale du Fouta Djalon. Le plateau de Labé, 1 ligne de partage des eaux de la Koumba, de la Kakrima et des hauts bassins, comprend des surfaces étagées couvertes d'un épais manteau latéritique di~sé en

1 gradins gigantesques. Le plateau de Dalaba au sud-est, est plus morcelé I que les reliefs précédents. Il est formé d'épais sills de dolérites dominant les ·granites 1 birrimiens qui affleurent sur les versants du nord-est. Il est entaillé par la T énél affluent principal du Bafing et culmine à 1421 m sur le mont Kavendou au nord de Mamou. 1 Ces trois principaux hauts reliefs ont été érodés et aplanis durant la pé iode du Jurassique. Leur surface d'aplanissement, la première reconnue par P. Michel, (1973) 1 est appelée surface de Labé.

1 00 MOltl'tlOGIINBSB lb...... l'LAT&AUMANœlCIUBIT1 POUTA DIALON 1111 r ·-'- HW -,.. 1 Mellw l ~~ lo.....=-,:...:"t:wdc ...... 12CO ~ : ---:------12CO ---, ..... DU ----i-llllfllll 1 1DO SENIIOAL IDO Il 1 4CIO 00 1 ···-~·:-:· ,...... 1 t; ' palles Figure 7: Coupe schématique des hauts bassins du fleuve Sénégal et Gambie (Adapté de Michel, 1 1973, schéma simplifié par Dione, 1996). Les types de sols liés à ces paysages sont essentiellement formés par les 1 lithosols et les sols squelettiques. Ceux-ci occupent de vastes surfaces dans e Fouta Djalon. Les lithosols relèvent d'un processus d'érosion qui a décapé les couches 1 superficielles (manteau d'altération) qui recouvraient, pour donner les cuirtsses et débris de cuirasses. Leur faible évolution pédologique est liée à la puiss nce du 1 ruissellement qui décape les produits d'altération de la roche mère sur le pentes 1 38 1 j 1 fortes. Cette forte induration se traduit par un squelette rouge sombre ou ~n rouge, 1 que cimente parfois en des tâches noires des gravillons ferrugineux. Le couvert végétal, favorisé par les importantes pluies et l'abaissément des

1 1 températures est constitué par une forêt de grands arbres dont l'espèce dor11inante est Parinaria excelsa (famille des rosacées). L'altitude minimale de ~tte forêt

1 1 montagnarde ne dépasse pas 900 m sauf la région de Mamou où elle descend jusqu'à

1 700 à 750 m. Le microclimat d'altitude favorable maintient cette flore vers le nord

1 1 jusque dans la partie septentrionale du massif de Mali à environ 12° 05' N. ~ette belle forêt montagnarde a presque disparu sur l'ensemble des massifs. Seules d• reliques 1 subsistent dans des endroits difficiles d'accès, le long des ravins qui erltaillent le rebord escarpé des plateaux. Le fait marquant de ces formations ces 1idernières

1 1 années, reste leur dégradation croissante. Déjà, A. Chevalier, ( 1909) cité J!)ar Diane

1 1 (1996) tirait la sonnette d'alarme sur la déforestation abusive du Fauta qui, 1 « à l'aide 1 1\ de ses troupeaux et les incendies d'herbes, achève peu à peu un ~amène 1 Il entrepris probablement depuis la haute antiquité». 1 A cela s'ajoute une péjoration climatique qui réduit la surface arborée et favorise 1 1 l'extension d'un tapis herbacé qui supplante progressivement le couvert forestier. Mais 1 le contact entre le reste de cette sylve tropicale et la savane d'altitude n'est p~s brutal.

1 Il Il se fait par l'intermédiaire de fourrés denses formés d'espèces forestières primitives

et d'espèces savanicoles. 1

1 1 A l'est de ces hauts reliefs, s'étendent des plateaux latéritiques qui s'étendent 1sur l'axe 1

1 Tougué-Dabola-Dinguiraye, et s'élèvent en de vastes bowé à cuirasses loçalement

1 1 bauxitiques. De forme ondulées, ils se situent entre 850 et 900 m et dominent tout le

1 réseau hydrographique du Bafing, bien encaissé de l'ordre de 300 met guidé dans 1 1 son organisation par la trame tectonique : tracé coudé correspondant aux ori~ntations 1 structurales nord-ouest I sud-est. Des dômes de plus de 1000 m hérissent la r~gion de Dabola (Oursa 1035 m, Oualla 1045 m) ainsi que dans les environs de Dongol-Sigon.1

1 1 Les surfaces de bowé de ces plateaux correspondent à la deuxième isurface 1 d'aplanissement dite de Dongol-Signon. Le phénomène d'aplanissement Ide ces 1 plateaux serait noté au cours du Crétacé. 1 1 39 1 1 1 L'aspect pédologique dominant est encore formé par des lithosols. 1Des sols

1 1 d'éboulis de cuirasses occupent les pentes des versants, résultant du déco~page des curasses, ils sont formés uniquement de sesquioxyde de fer et d'alumine.1 Ces sols 11 occupent selon P. Bonfils, (1951) plus de 80% des superficies, sur les squrces du 1 Bafing. 1 111 1 La végétation qui leur est liée comprend de nombreuses forêts. Celles-ci sont 11 encore intactes dans la région de Dalaba et se situent à 1200 m. Elles comprennent de nombreuses strates arborescentes qui forment une forêt dégradée avec: un sous bois. Sur les pentes, plateaux et crêtes du massif de Mali, la forêt est moins drnse que 1 le plateau de Dalaba. Elle est formée de Kobi (Carapa procera) et de lian~s et est sérieusement entamée par la sécheresse. Sur le plateau de Labé, par contr,, la forêt 1 a été entièrement déforestée. Elle fait place à des formations herbeuses piquetées 1 d'arbres (association de savanes à Parinaria excelsa, Parka biglobossa et de rairies).

Les contreforts septentrionaux. 1

1 Ces formations succèdent vers le nord les massifs et plateaux du Fauta Djalofl central. Elles sont formées par des reliefs escarpés, séparés par des plateaux et des 1 dépressions perchées. Au nord-ouest du massif de Mali, s'élèvent de petits massifs taillés dans les sills de dolérites entre 1100 et 1200 m, dominant les bassins étagés de 1 1 la Kouréniaki, du Thiokoye supérieur et de la Gambie. Dans la partie oriental~ de ces 1 contreforts apparaissent les plateaux latéritiques du Fantofa formés de bowé] perchés entre 600 et 700 m. Cet ensemble est disséqué par les affluents du cours sup~rieur de 1 la Falémé (Balin-ko, Koundan-ko). Sur les sommets de ces contreforts, subsistent des lambeaux de la première surface d'aplanissement. Mais c'est la troisièmel surface

1 d'aplanissement dite surface du Fantofa qui prédomine sur ces reliefs. L'âge de cette 1 1 surface serait Eocène. 1

1 1 Les types de sols liés à cet ensemble correspondent à des débris dEt roche, donnant des sols ferralitiques jeunes. Le matériel d'origine de ces sols a ~ubi une 1 altération poussée de type latéritique. Les sols ferralitiques du domaine guin+en sont de couleur variable et contiennent en plus des oxydes de fer, des hydroxydes 1 d'alumine. Ainsi, sur les altérations d'argiles provenant des dolérites, ils bnt une

couleur rouge. Ailleurs, sur les grès et grès quartzitiques, ils prennent une 1 couleur 1 1

1 1 40 1 1 1 1 jaune ou beige. L'action anthropique très poussée a engendré la formatibn de la 1 savane. Celle-ci est formée par un tapis herbacé continu sans arbres ni arbus~es. Cependant, des particularités existent à l'intérieur du Fouta Djatoh et qui 1 contrastent avec l'homogénéité des grands ensembles ci-dessus définis. C'Jst le cas des bowé qui occupent différentes altitudes du Fauta Djalon. Cuirassés et lat~ritiques, 1 ils ne sont couverts que par des formations de graminées (Andropogon payanus, Andropogon amplectens). Dans les vallons et les petits bassins qu'ense~rent ces Il reliefs, on rencontre du matériau fin, argilo-limoneux. Ce sont des sols d'origine

1 I colluviale avec une légère reprise (P. Michel, 1973) donnant lieu à des sols li hydromorphes. Les cours d'eau qui les drainent sont colonisés par des forêtslgaleries. Elles forment d'imposants rubans verdoyants de forêts reliques primi~ives qui 1 contrastent avec les paysages végétaux environnants. Ces forêts galeries jpuent un rôle hydrologique majeur en freinant l'érosion lors des crues. 1 1 Du point de vue hydrogéologique, les formations géologiques et les erisembles 1 de paysages reconnus dans le Fouta Djalon ne favorisent pas l'existence d~ nappes importantes. Seuls les phénomènes tectoniques actifs tels les rejets liés a~ venues 1 de dolérites hercyniennes ainsi que les phénomènes d'altération.peuvent infl~enœr la perméabilité de la structure. La tectonique et l'altération, assez fréqu,ntes se 1 traduisent par des réseaux de fractures, de diaclases et de fissures susteptibles d'abriter des aquifères. Mais, ce sont surtout les manteaux d'altération qui kuent le 1 rôle hydrologique majeur dans le Fouta Djalon. En effet, les épais ~anteaux

I 1 d'altération qui accompagnent la première et en particulier la deuxième surface 1 d'aplanissement dans le domaine guinéen recèlent des nappes quelle qut soit la 1 formation tronquée par l'aplanissement (grès-quartzites de !'ordovicien, Jilites du 1 1 Cambrien, dolérites intrusives de !'Hercynien). Cependant, celles-ci sont en général 1 ' très localisées et peu développées pour permettre une circulation dJs eaux souterraines à vaste échelle. 1

1 1 La classification hydrogéologique du Fauta Djalon comme le reste du ha~t bassin 1 est faite sur la base des travaux de l'ORSTOM (P. Dubreuil, R. Guiscafr$, 1971)

1 1 (figure 8). Cette classification reconnaît six classes de perméabilités retenuesl par A.A

1 Sow, (1984) pour l'ensemble du bassin du Sénégal: 1

1 1

1 1 41

1 1 11

1 1 1 P1 : roches à perméabilité d'interstice : cette catégorie regroupe les alluvions sans

1 argiles (sables, graviers), d'où d'une grande perméabilité. L'hydrogéologie cites régions 1\ 1 1 drainées par les rivières révèle des nappes profondes, surtout dans les vallées 1 alluviales en aval du bassin; P2 : de la même famille que P1, avec des sables et grès, roches à ~rméabilité 1 d'interstice où les nappes drainent les rivières

1 P3 : alternance de roches perméables et imperméables, ou de roches Pf3rméables

1 comportant des argiles (grès argileux, calcaires argileux) sur plusieurs mètre~ ;

1 1 1 P4 : concerne les roches à circulation fissurée, genre calcaires fiss~rés, grès 1 quartzites ;

PS: quand il existe, est formé d'argiles et de marnes;

1 1 P6 : désigne le groupe de roches cristallines et cristallophylliennes, susceptibles de

1 1 renfermer des niveaux aquifères. Elles se rencontrent surtout dans les régions à faciès 1 schisteux dominant, sur les granites et granodiorites ; 1 1

1 1 1 P7: Forme le groupe des roches recristallisées, totalement imperméables (qµartzites,

1 1 dolérites) Dans le Fouta Djalon, les types de roches reconnues concernent les classes P6

1 1 et P7 considérées comme imperméables. A l'état sain, ces roches présen~ent une

1 1 porosité négligeable voire nulle. Cependant, des modifications peuvent affeqter l'état 1

1 1 1 de la roche, se traduisant par des altérations de plus ou moins grande porosité et de 1 1

! fractures non colmatées, qui offrent une certaine capacité d'emmagasinement. Ces

1 1 1 1 1 phénomènes sont fréquents en milieu tropical où l'alternance saison pluvieus~-saison

1 sèche, conjuguée à des températures élevées favorisent une altération météoryque qui 1 1 1 1 transforme le substrat rocheux en un complexe hétérogène de sédiments fins, bapable

1 1

1 de receler de bons réservoirs d'eau potentielle. Les hauts bowé de la région de 1 1 Dongol-Tougué, renferment ainsi des nappes phréatiques bien aliment~s. De nombreuses sources jalonnent les rebords de ces plateaux et donnent naissanbe à un 1 1 chevelu de marigots denses. Mais pour l'essentiel, l'existence de nappes gén4ralistes

1 n'est pas possible dans le Fouta Djalon puisque les volumes disponibles er eaux 1 1 1

1 1 42 1 1 1

1 1 1 1 1 souterraines sont liés à la fragmentation des roches. Ce fait est d'ailleurs atte té par le 1 1 niveau piézométrique de cette région qui est nul (P. Michel, 1973; C. Rochette, 1974). 1 IV. LE PLATEAU MANDINGUE. Le plateau Mandingue fait suite vers le nord-est au Fauta Djalon. Il est cependant 1 moins élevé. Sa partie méridionale, adossée au massif guinéen atteint en quelques rares endroits 800 m. Le plateau Manding est limité à l'ouest par le cours de la 1 Falémé. A l'est, sa limite est formée par la ligne de partage des eaux des affl ents de la rive droite du Sénégal (Bakoye et Baoulé) avec le fleuve Niger. Au nord, la Imite est 1 moins précise, le plateau Mandingue dessine au nord-est de Bafoulabé u 1 fortement disséqué dont les crêtes atteignent les environs de Nioro du Sahel. La géologie du plateau Mandingue est relativement simple, puisque I' ntiel

1 1 des formations sont dominées par les grès. Les formations du sode birrimjen sont représentées par les grauwackes et les quartzites qui correspondent à d'anciens grès 1 feldspathiques mal classés. Ils se localisent principalement dans la fenêtre de Kénieba. Les recouvrements gréseux de la couverture sédimentaire protérozoïque 1 sont formés par la falaise de Tambaoura. La phase terminale de la couverture paléozoïque reconnue par les sillons molassiques est formée par la partie sypérieure 1 du groupe du Bakoye ainsi que le groupe de Nioro. Il est subdivisé en gro pes de Wassangara et de Koniakari, apparaît dans le paysage sous forme de tal s et de 1 falaises de 200 à 300 m. il est très localisé et formé essentiellement de rès. Le groupe Nioro, par contre, se développe sur des vastes surfaces au nord de B foulabé 1 et se prolonge jusqu'en Mauritanie. Ce sont des formations silto-argileu es dont l'épaisseur ne dépasse pas 300m. Dans le bassin du Bakoye, ces formati ns sont 1 surmontées par l'important sill de dolérite du massif du Kaarta. Des ve~ues de dolérites perme-triasiques forment en certains endroits des cornéennes au nond-est de 1 Bafoulabé. 1 L'évolution géomorphologique de ces différentes formations est marqµée par l'avènement de glaciations (2 et 3ème surface) qui ont façonné les p! ysages 1 hétérogènes du plateau Mandingue. En effet, le plateau Mandingue ne cons itue pas une unité homogène comme le laisse croire son nom. Il est formé d'une succe sion de 1 plateaux d'altitudes variables, séparés par des alvéoles, des couloirs et des pl ines. 1 43 1 1

1 1

1 1 1 Dans sa partie méridionale, s'étendent de vastes cuirasses nivel~es par la

surface du Fantofa. De bas plateaux, dont les sommets varient entre 550 et 1 700 m, se 1 1 retrouvent de part de d'autre du Bafing. Ces plateaux se terminent par des versants

! 1 cuirassés à pentes douces appelés reliefs intermédiaires (J. Vogt, 1957). Les altitudes s'accroissent ensuite sur le rebord méridional en bordure du bassin de Sjguiri. Des 1 surfaces de bowé étagent leurs sommets couverts de lambeaux de la surfa90 Eocène entre 780 à 900 m au pied des sources du Bakoye (bowal de Vermini, IDidi). Les

1 1 entailles du réseau hydrographique donnent alors naissance à des glaci$. Ceux-ci 1 correspondent dans ce secteur au glacis qui se raccorde par endroit à la Ibase des 1 versants du relief intermédiaire, et au moyen glacis plus étendu avec une $Jirasse à texture conglomératique et gravillonnaire (P. Michel, 1973). 1 1 1 1 Les types de sols associés à ces paysages sont des sols sqlflettiques ferrugineux, résultant du décapage des cuirasses. La distribution de la végétation est à

1 1 la fois fonction du modelé et des sols. Les milieux rocheux, taillés sur la dalle 1gréseuse 1 nue sont impropres à l'implantation de formations arborées ou ligneuses coniinues. Ils ne sont alors peuplés que par des végétaux inférieurs ( algues et lichens), t+ndis que les plantes supérieures sont refoulées dans les zones privilégiées par la topographie 1 1 ou la microtopographie (P. Jaeger, 1959) cité par Dione 1996. En effet, les frmations

1 1 du plateau Mandingue, souvent diaclasées donnent lieu à des ravins, des orevasses sur falaises, et des éblouis dans les grottes abritées. Ces divers milieux ~nt des 1 conditions stationnelles et des microclimats qui favorisent l'émergence ~·espèces végétales à différentes exigences écologiques. Dans la partie méridionale dw plateau

1 1 mandingue, l'exposition des versants intervient dans la répartition du peiuplement végétal. Les flancs sud-ouest, plus arrosés sont aussi les plus boisés. Le~ parues 1 adossées au domaine guinéen forment la transition avec les formations vég~tales du Fouta Djalon. :

1 1 Dans sa partie nord, un paysage de buttes et de plateaux de grès escarpés

1 1 domine de vastes surfaces planes, généralement sableuses. Les entailles dlll réseau

1 hydrographique correspondent au bas glacis. Ce sont des terrains plats, sa~lonneux qui s'étalent aux pieds des principaux reliefs. Ces plaines intérieures atteigne9t 300 m 1 1 1 au nord-est de Kita, mais s'abaissent considérablement sur le cours inférieur dp Bafing où elles varient de 120 à 170 m. 1

1 1

1 1 1 44 1 1 1 ·~

1 Au nord-est de Bafoulabé, s'élève un imposant massif (562 m) formé de grès • 1 infracambrien qui surplombe de 300 m les vallées du Bakoye et de la Kqlimbiné. Le

1 plateau Manding se termine dans la région de Kayes par des plateau~ morcelés, • 1 1 traversés par des escarpements de failles dont la falaise de Tambaoura (542 m) sur le flanc occidental. Ce dernier ensemble, essentiellement compris dan~ la zone 1 soudanienne est formé de sols ferrugineux qui sont ici dans leur climax. Il 1 1 1 Ces sols varient selon la lithologie et les recouvrements colluvionn~ires. Leur

1 1 distribution dépend aussi des formes et de la jeunesse du modelé. Dans lies parties

basses des reliefs à drainage déficient, ils passent par endroit à 1 des sols 1 1 hydromorphes. 1

1 1 La végétation varie elle aussi avec la toposéquence. Les pentes et replats de 1 pentes sont occupés par un tapis herbacé et ligneux qui ne diffère pas de celui des

1 1 dépressions alentours. Sur les versants et les bas glacis, la savane est domirée par le vèn (Pferocarpus erinaceus) le cailcédrat (Khaya senegalensis). Ces tbrmations

1 sécondaires, différentes des sus-dénommées sont la réponse aux défrichfments et aux feux de brousse.

1 1 Le Bafing et le Bakoye qui traversent tout le plateau Mandingue coule,,t parfois dans de vastes plaines intérieures, parfois entre les plateaux gréseux ou doiéritiques.

1 1 Leurs rives sont bordées par des forêts galeries. Au sud où elles forment la continuité

du domaine guinée. Ces forêts galeries sont encore très denses avec des 1 espèces 1

1 1

variées. Ce peuplement s'appauvrit vers le nord avec de nombreuses 1 espèces

1 1 soudaniennes (Raphia sudanica). Ces forêts galeries qui longent ces coyrs d'eau contrastent par leur verdure avec les paysages environnants.

1 1 L'hydrologie du plateau Mandingue est assez analogue à celle du Fout, Djalon.

Les formations géologiques identifiées appartiennent toutes aux classes P4 ; 1 PS ; P6,

1 1 considérées comme imperméables. Les rares nappes pouvant exister résul~ent des fragments d'altération des cuirasses et des phénomènes de diaclases assez l~calisés. 1 Vers l'ouest, le plateau Mandingue débouche sur une vaste région déprimée. 1 1

45 -1 •1 V. LE PAYS DE LA FALEME• Les pays de la Falémé et de la Moyenne Gambie succèdent a~ nord aux 1 • contreforts septentrionaux du Fouta Djalon. A l'est, la falaise de Tambaoura forme leur 1 limite avec le plateau Mandingue. Leur limite occidentale peut-être fixée à environ 13°

1 1 • 44' W de longitude, tandis qu'au nord, cette limite atteint Kidira à 12°13' N ~e latitude. 1 Les pays de la Falémé et de la Moyenne Gambie comprennent ainsi tout le cours 11 1 moyen de la Gambie et ses affluents, et englobent les cours moyens et inférieurs de la

1 1\1 Falémé. Ils forment une vaste région déprimée, parcourue par de nombreux cours

1 d'eau. 1 1 1 1 1 Les pays de la Falémé et de la Moyenne Gambie forment une entité géologique

1 1 assez variée. Les formations du socle paléozoïque sont représentées pa~ un faciès

1 schisteux qui s'étend de part et d'autre du cours supérieur de la Falémé ; il 1comprend 1 1\ des schistes sériciteux, des talchistes et des associés à de la muscovite. Des 1 1 1 talgrauwackes et les quartzites correspondent à d'anciens grès feldspat~iques mal

1 1

11 classés. Ils se localisent principalement au sud-ouest de Kédougou, sur l,=1 Falémé.

1 Les roches volcaniques du birrimien supérieur, ou complexe volcano-sédimentaire, l 11 1 1 affleurent sur le cours moyen de la Falémé, en contrebas des grès infracamtirien de la 1

1 falaise de Tambaoura, et au nord-est de Kédougou. Elles sont ~iblement

1 1 métamorphosées et comportent des tufs, des métabasites, et des méta-~ndésites.

1 1 Leur organisation à l'orogenèse éburnéenne a abouti à la formation du granite de

1 1 1 1 1 1 Saraya au nord-est de Kédougou, et des petits massifs au sud-est de Kidira. 1 1 1

1 1

1 1 La chaîne panafricaine I des Bassarides forme l'ensemble des fJrmations 1 1 1 1 1 plissées de cette région. M. Villeneuve, (1984) y a identifié trois unités structurales

1 1 étirées en bandes de direction nord-sud et représentées d'est en ouest par : 1 1 1

1 - l'unité A ou groupe de Termesse correspond à la série de la Falémé ou 1 1 falémien (J.P. Basset, 1966). Elle affleure sur le flanc nord-ouest du ha~t bassin

1 1 du Sénégal, le long du cours inférieur de la Falémé. Les formations du falémien s'allongent en une écharpe d'une vingtaine de kilomètre entre Gaoual et Bakel.

1 Elles sont constituées de quartzites et des schistes faiblement métamorphisés ;

1 1 1 - l'unité ou groupe de Guigan (M. Villeneuve, 1984) correspond à la série1Sassari

1 1 (J.P. Basset, 1966). Elle prolonge l'unité A et prend en écharpe le cou~ moyen

1 1 46 1 1 1

1 1 1 11

1 1 de la Gambie. Elle est plus métamorphisée que la précédente et sui' un étroit 1 couloir orienté nord-nord-est à sud-sud-ouest ; l'unité Cou groupe de Noikoko Koba et de la Koulountou n'affleure qJe dans le 1 haut bassin de la Gambie. Elle se prolonge au sud par le groupe de Fbrécariah

dans la chaîne des Rokélides. 1

1 1 Les sillons molassiques, associés au protérozoïque terminal et à l'infrabambrien 1 inférieur englobent toutes les formations reposant en discordance sur la chaîne des bassaris. La couverture molassique est reconnue dans le haut bassin de la Gambie 1 par le groupe de Mali et de Youkounkoun. Le groupe de Mali est essenijellement argileux et argile-gréseux de type flysch. Le groupe de Youkounkoun, plus r~cent est

1 formé de grès de conglomérats à dominante rouge ou brun-rouge. 1

1 1 Les formations sédimentaires paléozoïques débutent par des é~ndages gréseux, mis en place par un réseau fluviatile en « tresse », succédant aux d~pôts de 1 comblement des sillons molassiques. Elles s'échelonnent du Cambrien supfrieur au Dovonien.

1 A ces différentes formations, s'ajoutent celles du bassin méso-cénozdïque qui correspondent aux fonnations sédimentaires. Elles s'étalent depuis le n+ de la 1 Mauritanie jusqu'au nord de la Guinée Bissau. Elles sont mises en place du Trias au 1 Tertiare. Les formations de l'Eocène ainsi que celles du Continental Terminal sont seules qui affleurent.

1 Dans les pays de la Falémé, seules les formations du Continental Terminal sont

représentées. Formées de sables et grès tendres, elles affleurent en I contact

1 discordant avec les terrains paléozoïques. 1

1 1 L'évolution géomorphologique de ces formations est marquée par l'édifi9Btion de glacis et de terrasses graveleuses sur les lits de la Falémé et de la Gambie. 4·a1titude 1 diminue au fur et à mesure que l'on se dirige vers le nord. Des reliefs résiduels, petits massifs, ou inselbergs se dressent au-dessus du paysage de glacis. Le haut et moyen 1 glacis s'étendent dans les régions méridionales et sont couverts d'une tpuirasse ferrugineuse. Le bas glacis est plus répandu. Cette région comprend un enser,ble de 1 paysages très variés. 1 47 1 1 1 Les massifs et inselbergs n'occupent que 9 % des surfaces de cette r; ion (P. 1 Michel. 1973). Ils s'élèvent entre 400 m et 500 m au sud de la Gambe, mais n'atteignent plus que 300 m à 350 m vers le nord-ouest. Ces hauteurs sont for ées de 1 métabasites de la série volcano-sédimentaire et de dolérites. Elles port nt des lambeaux de la troisième surface Eocène et du relief intermédiaire. C reliefs 1 résiduels s'égrènent en chapelet suivant la dil'i9Ction de la tectonique birrimien e. Les reliefs du plateau Manding sont marqués par les massifs de la b ucle de 1 Gambie qui juxtaposent ceux de la rive gauche de la Falémé, dominés par I massif de Sabadola et des buttes de Finba. Au sud-ouest, s'élèvent les monts Bassari, 1 ensemble de buttes et de petits plateaux taillés dans les schistes paléozoïq s et qui culminent à 417 m. ils se prolongent en des reliefs isolés par les monts Hassirik 1 (311 m) et le plateau de Badiar, ensemble de grès et grès- quartzites ordovi iens qui 1 atteint 500 m à l'ouest de la Koulountou. Les types de sols liés à ces reliefs sont essentiellement ferrugineux. Entre la 1 boucle de la Gambie et de la Falémé, s'étendent des sols ferrugineux tropica x à des tâches et concrétions. Les vastes glacis de la moyenne Falémé sont occupé par des 1 sols basiques et leur pourtour, des sols squelettiques se distribuent sur les urfaces cuirassées latéritiques en voie de démantèlement dans la boucle de la Garn ie et au 1 nord-est du fleuve. Des sols peu évolués d'érosion ou d'apport occupent les ersants. La végétation se distribue aussi en fonction du modelé. Dans la partie méridi nale qui 1 jouxte le domaine guinée, les formations soudaniennes sont formées de 1 tapis continu de hautes herbes avec généralement des strates arborées et arb stives. Les plateaux cuirassés sont occupés par une végétation ligneuse très r; duite et 1 composée de combrétacées. Le couvert végétal se diversifie et dévient plus d nse sur le rebord des cuirasses en voie de démantèlement. Le santan (Daniella Ol ven) est 1 l'espèce de prédilection de ces milieux. Sur les versants à pentes moyennes t fortes, la diversité des espèces est marquée par de belles venues d'arbres. Mai la forte 1 densité des peuplements diminue du haut vers le bas des versants. Les nts à pentes faibles portent une végétation ligneuse toujours assez claire et dom née par 1 Combretum glutinosum et Maytenus senegalensis. Sur les versants des collin s et des 1 plateaux, poussent des bambous (Oxythenantera abyssincia). 1 48 1 1

Il 1

1 1

11 1 1 Ces reliefs surplombent des paysages de glacis qui occupent environ fO % de la 1: superficie de la région (P. Michel, 1973). L'aspect de ces glacis est très va~able. Des 1 surfaces planes, dénudées et couvertes de cuirasses ferrugineuses alterne1t avec des 11! buttes tabulaires cuirassées qui dominent les dépressions. Les hauts et mo)lens glacis occupent de vastes surfaces. Le haut glacis entaillé par le chevelu hydrogr~phique se 1 retrouve près de la Falémé aux environs de Gourbassi. Le moyen glacis, plus étendu l 11 1

1 occupe les surfaces entre le massif de Ndébou et Kédougou et se prolong, à l'ouest 11 des monts bassaris. Le bas glacis occupe des dépressions souvent éla~gies. Ces terrains sableux ou argileux avec des débris de curasses et de gravillons recoupent 1 des schistes birrimiens aux environs de Kossanto. Ils sont traversé~ par de nombreuses rivières bien hiérarchisées qui aboutissent aux grands collectturs de la

1 Gambie, de la Falémé et leurs affluents. 1

1 1 Les types de sols associés à ces paysages varient en fonction de la lit~ologie et de la topographie : 1

1 1 - sur les formations paléozoïques constituées de grès et de pélites, les ~olluvions qui couvrent de vastes surfaces portent aussi des sols ferrugineux à t,ches. On

1 les rencontre dans la partie occidentale ; 1

! 1 - les vertisols et sols hydromorphes s'étendent sur les basses pentrs et les dépressions. Des sols hydromorphes sablo-argileux se développent ldans les bas-fonds. De part et d'autre de la basse Falémé, apparaissent ~es sols l 1 halomorphes (PS. Barreto, 1963) cité par Diane 1996. Ils alternent tvec des 1 surfaces planes des glacis non cuirassés qui se raccordent à la pe~te du lit majeur de la Falémé. 1

1 1 Dans cette toposéquenœ, des sols peu évolués se juxtaposent a~ vieilles 1 cuirasses des surfaces planes. Le long de la vallée de la Gambie s'étalent ~es sols hydromorphes et des sols pseudo-gley. 1

1 1 La savane soudanienne qui prospère dans ces milieux s'étage en trois !trates :

1 1 - le boisement touffu comprend de nombreuses espèces dont les plus réfandues sont : Gadennnia eurubescens, Lonchocarpus laxiflorus. Au dessus de ce pe~plement 1 monotone, s'élèvent quelques grands arbres comme le vèn (Pferocapus erin4eus), le

1 49 1 1

1 1 i 1

1 1 1

1 kapotier (Bombax cosratum), le tamarinier (Tamarindus indica), le sant~n (Danielle 1• oliven). Sur les terrains défrichés, prospèrent le caïlcédrat (Khaya sen(fgalens), le 1 baobab (Adansoniq digitata) et le fromager (Ceiba pentandra) qui causent de graves

dégâts. 1

Il1 1 11 La strate arbustive est dominée par Combretum glutinosum, « espèce étqnnamment 1 grégaire et conquérante, résistante à la sécheresse» P. Michel, (197$). Elle se

1 1

rencontre sous forme de buissons de tallis arbustifs de 4 à 5 m de long. 1

11 1 La strate herbacée comprend deux étages distincts. De grandes herbes qui\ atteignent 1 2,5 m et dominées par Andropogon gayanus s'élèvent au dessus de petites ~raminées qui atteignent à peine 0, 8 m. Ce tapis herbacé plus au moins dense se ddssèche en

1 1 saison sèche. 1 1

1 Dans les bas-fonds, la végétation ligneuse est plus dispersée en fo~ction des 1 l 11

1 conditions d'engorgement. Le couvert arboré est absent sauf sur les m•rges des

1 1111 dépressions, lorsque le milieu se fait suivant « la tolérance écologique respective»

1 des espèces (G. Fotius, 1967). 1

1 1

1 1 Les forêts galeries représentent des peuplements azonaux qui contra~tent avec

paysages végétaux des pays de la Falémé et de la moyenne Gambie. Elles1 abordent

1 1 les rives des principaux cours d'eau de la Gambie et de la Falémé. De~ rideaux d'arbres serrés ourlent les berges, colonisent les moindres lopins de terres ~es seuils 1 rocheux. Ils forment des paysages touffus et enchevêtrés au sud, où ils o~t encore une connotation guinéenne. De nombreuses espèces comme le tir (Elais g~ineensis)

1 se mélangent à des espèces soudaniennes dans un univers de raphia 1 (Raphia

sudancia) qui s'étend sur les terrains constamment inondés. Les I terrains Il 1 temporairement inondés des lits majeurs sont peuplés par plusieurs es~s de rôniers (Borassus flabellifer). Vers le nord, ces forêts galeries sont encore vjvaces le 1 long de la Gambie et de ses affluents avec des peuplements de rôniers et de\ prairies. Sur les rives de la moyenne Falémé, des saulaies cohabitent avec un ~apis de

1 1 graminées dans une verdure qui rompt avec les paysages desséchés \ qui les

entourent. 1

1 1 Ces paysages contrastés qui composent le pays de la Falémé ont fait dire à H.

1 Boucau, (1937): « ces hautes plaines ou ces plateaux n'ont pas une 1 surface

1 1 50 1 1 1

1 1 1 1 1

1 1 absolument monotone ; très souvent surgissent, au hasard, de petits reliefs i~olés. Aux 1 formes arrondies ou aux flancs abrupts, comme ennoyés dans les ffrmations

superficielles ... », cité par Dione (1996). 1

1 Du point de vu hydrogéologique, la lithologie du pays de la Falémé e t formée pour la majeure partie des classes P3 et P4. Les caractères hydrologiqu de ces 1 roches sont marqués par une imperméabilité. Seules des interstices perm ttent de 1 déceler les arènes localisées. Le long des vallées alluviales de la Fal mé, des aquifères existent sur les couches du Continental Terminal. Mais celles-ci 'épuisent 1 au fur et à mesure que se prolonge la période d'étiage. 1 VI. LES PLAINES ET PLATEAUX DU NORD. I Les plateaux et plaines du nord occupent la partie nord-est du haut barin. Les 1 plateaux du nord se composent du massif de !'Affolé et du plateau de l'Asrba qui forment la bordure septentrionale du haut bassin. Les plaines du nord s'étale~t dans la 1 région de Kayes au pied des derniers reliefs du plateau Mandingue. f lies se prolongent vers le nord jusqu'aux flancs des massifs septentrionaux. Les plrines du 1 nord débouchent à l'est et au nord-est sur la cuvette moyenne du Niger onrntale et dans le bassin de Taoudénni. A l'ouest, ces basses terres rejoignent If bassin

1 sédimentaire sénégalo-mauritanien. 1

La géologie de cet ensemble comme le reste du haut bassin est assez v riée. La 1 couverture sédimentaire du protérozoïque est présente sur une grande rtie du 1 plateau de l'Affolé au nord de Kayes. Les sillons molassiques du panafri in I des bassarides sont formés par le groupe de Nioro qui se développe sur de vastes 1 surfaces au nord de Bafoulabé et se prolonge jusqu'en Mauritanie. Ce nt des formations silto-argileuses dont l'épaisseur ne dépasse pas 300 m.

1 La couverture sédimentaire paléozoïque, formée par le groupe de Pita bt liée à l'érosion de la chaîne des bassarides, affleure sous forme de grès à scolithesl dans le 1 plateau de l'Assaba. Les venues de dolérites du permien et du Trias se rencorltrent en des cornéennes aux environs de Nioro du Sahel où elles prennent en écharpe ~a partie 1 méridionale du bassin de la Kolimbiné. Les formations du bassin meso-cén~zoïque, mises en place du Trias au Tertiaire sont représentées par la série du co~tinental 1 terminal. Formées de sables et de grès, elles affleurent dans la partie nordt.est. En

1 1 51 1 1 1,

1 11 1 aval de Bakel, les couches gréso-argileuses de la série marine de l'Eobène (P. Elouard, 1962) affleure le long du lit majeur du fleuve Sénégal. Des f9rmations 11 superficielles à base d'alluvions et de loess se signalent le long du fleuve.· Dans le 11 nord-est, des bancs s'échelonnent au-delà de Nioro du Sahel. L'évolution géomorphologique de ces formations s'est traduite dans le Jpaysage 1 par des glacis non cuirassés et des terrasses que surplombent des plateaux.

1 Les plaines forment un immense bas glacis de terrains argileux et non cuirassés,

entaillé en terrasses par le cours d'eau. Elles descendent vers les rives du I Sénégal 1 par une pente insensible de 80 m, jusqu'à 35 m au-delà de Bakel. Ces alluvio~s sablo

argileuses atteignent une largeur de 8 à 10 km dans les environs de Kayes, 1 avec un 1 intense ruissellement concentré qui aboutit localement à la formation de « ba1-1ands » 1 (M. Sall, 1991 ). Les types de sols s'ordonnent à la fois en fonction des conditions climaiiques et 1 des reliefs. Des gammes de sols variés s'étendent sur de faibles distances, f~orisées par l'évolution de certains reliefs qui connaissent encore des retouches. On .recense 1 des sols minéraux bruts, des sols jeunes d'apport, des sols subarides et ~uelques rares indurations de sols ferrugineux « tropicaux non lessivés ». Sur le lit mrjeur du 1 Sénégal et du Karakoro, des sols jeunes d'apport caractérisent les alluvions rêcentes, sableuses ou sablo-argileuses. Ils alternent avec les rares sols ferrugineux, repérables 1 dans les dépressions et les épais remblais alluviaux qui bordent le lit majeur du Karakoro. Dans les parties basses des vallées au terrain plus argileux du lit r$jeur du 1 Sénégal, on rencontre des sols hydromorphes. Ceux-ci sont moins étenduj sur les rives du Karakoro.

1 Les formations végétales sont plus ouvertes, dominées par des plantes libneuses dont les épineux et des formations herbacées. Toutefois, la composition, la dfnsité et 1 1 la physionomie des formations sahéliennes présentent des variantes régionales et 1 locales. Les graminées, très répandues, souffrent des rigueurs de la saison $èche et n'atteignent guère 0, 80 m. Des paysages verdoyants apparaissent durant j saison 1 des pluies, mais cet éphémère tapis herbacé jaunit dès le mois d'octobre po laisser la place à un sol nu pendant les longs mois de saison sèche. Seuls, des lîlots de 1 1 52 1 1

1 verdures perdurent dans les bas-fonds et disparaissent progressivement au fil de la 1 saison sèche. Dans le nord-est, des sols bruns rouge forment le matériau sableux de dunes 1 rouge qui occupent la bordure orientale de l'Assaba. Ces formations dun ires qui s'étendent à l'est ne sont piquetées que par une steppe arborée qui résiste à la force 1 du vent. Les flancs des dunes et des interdunes abritent quelques peu lements d'accacia radiana. La partie méridionale, moins sèche, est occupée par les 1 combrétacées (Combretum glutinosum).

1 Ces paysages, de vallées et de plaines sont dominés au nord-ou par le plateau de l'Assaba et vers le nord-est par le massif de !'Affolé.

1 L'Assaba, plateau de grès ordovicien est encadré d'escarpements rectilignes. Allongé nord-sud sur environ 180 km, l'Assaba apparaît comme la barrière 1 septentrionale des hauts bassins du fleuves Sénégal et Gambie. De forme ta ulaire, il 1 forme un également de plateaux qui correspondent aux différents niveaux de grès durs et de grès quartzites (C Toupet, 1966).

1 Il est fortement disséqué par les branches supérieures du Gorgol noir et 1 Gharfa qui ont exploité le réseau de fracture orienté est-nord-est à l'ouest-sud uest. Le massif de !'Affolé est un épais sill de dolérites, lanièré par les afflue ts de la 1 Kolombiné. Il s'élève entre 250 et 400 m. Il est séparé du plateau de l'Assaba par des dépressions subséquentes, entaillées par les cours du Karakoro et de la Ki lombiné 1 dans les formations de grès tendres. Ces dépressions sont partiellement e sablées surtout dans leur partie nord où elles s'achèvent par des dunes de direction n rd-est à 1 sud-sud-ouest. 1 Les sols bruts d'érosion (lithosols) prédominent dans ces deux ensem les. La végétation très discontinue est commandée par les conditions édaphiques.

1 Les entailles du réseau hydrographiques (oueds), la variété du substrat rocheux (éboulis et alluvions sableuses) capable d'abriter des nappes d'eau accroi sent la 1 diversité des sites et imposent des modifications considérables dans la co position 1 floristique et la densité du peuplement. La topographie accidentée favorise lors des 1 53 1 microclimats propices à la survivance de certaines espèces contre les riQtJeurs du

1 climat sahélien. 1 1 16° 1 1 1 12 1 12"

0 100 1 r -=0.-1"6 Figure 8: Esquisse hydrogéologique des hauts bassins du Sénégal et de la Gamti>ie

1 Légende : Hydrogéologie des hauts bassins des fleuves Sénégal et Gambie d'apis L. 1 Marvier.(1952); P Dubreuil et R. Guiscafre, (1971) et A .A. Sow, (1984) Facib 10- Cml:lffls~ Bassin~ - ~·· pt •• Recauvml6:alls Dimes, IDlwiaal 1 N1ppe1 cllllam. llllMlles Cœtiœllll teaniDIII Otis ugilm.allles P2

1 -Fomaarloal paléomîqlles P3 (······---··,]···-··· 1n1racana1en Scllaœs 1 Oœsqlwilaà Normalement impennfables. P4 Oalovicim roc:bcsdi- piii: k lllfftS lnttrurslfsks ~ saur r.ucs eiu:qJCions Sdibla. 1 - Clllàiea 1rtsalcaâa P4 1 Fannalions clu &OClo Rodles Schlsrrs quldZilcs el P6 ~ues CIIICIÏl'eS

J~cs.sauf 1 -.,,~..... ~.. , ... ,.. ,.. OIIBlss, pllllla Il I':-"',~.,>:.,"''"}J Roches ffllll(ÎWS machistes P7 dans les rm,es d'lhmdon 1 ~ Roches basiqacs Daltrilcl IS pbllro P7 1 1 54 1 11 1

1 1 Ainsi, la partie nord du massif de l'Assaba, rocheuse et aride est occupée par la 1 steppe à épineux dont l'espèce dominante est Acacia flava. Sur les sols sablonneux, prospère Acacia radiana. (C. Toupet, 1966). En descendant vers les rives du Sénégal,

1 Il les formations dominantes sont représentées par une steppe à Combrenwm et des espèces ligneuses. 1

1 Le long du fleuve Sénégal et de ses principaux affluents, les berges s'él~rgissent. 11 Les forêts galeries toujours présentes deviennent discontinues du fait de la sécheresse. Sur la Kolimbiné et le pourtour de la mare Magui survivent e~core des

1 11 rôneraies. En aval de Bakel, on rentre dans la vallée alluviale. Des forêts de 1Goniakés 1 s'échelonnent le long du fleuve, contrastant avec la nudité des paysages environnants.

Les plaines et plateaux du nord des hauts bassins appartiennent du poirt de vue I' 1

! hydrogéologique aux classes de roches P1, P2, P3 et dans une moindre mesure P4.

I 11 Le niveau piézométrique des formations qui composent ces trois premièrer classes varient entre -50 et O m IGN. Leur caractère hydrogéologique permet la présence de l 11 nappes dunaires ou alluviales (figure 8). Dans les couches de dolomies et de grès

1 1 quartzitiques de ces deux ensembles, les eaux s'infiltrent dans les cuin;tsses et 1\ circulent à faible profondeur. Mais en règle générale, ces nappes, relativemeht faibles

! 1 et localisées se vident dès le début de la saison sèche. 1 !I

1 Le haut bassin du fleuve Sénégal se caractérise donc par une hétérogénéité de

1 1 son milieu naturel. Cette hétérogénéité spatiale se traduit par une répartitiop éparse 1 des formations géologiques. Celles-ci sont diverses et se rencontrent dans tcputes les

1 \ parties du bassin. 1

1 1 Des ensembles morphologiques fortement influencés par la structure ~logique contrastent dans le paysage. Des sommets élevés et des hauts plateaux! au sud 1 s'abaissent vers le nord, en des bas plateaux qui surplombent des régions déprimées. A ces dernières, succèdent vers le nord des ensembles de plaines monotone$, limités

par des massifs bordiers. Les variations bioclimatiques de ces paysages ont 1abouti à 1 1 des modèles spécifiques repérables en des surfaces d'aplanissement, des glacis et

des terrasses traduisant de fait, une hétérogénéité temporelle. 1

1 1

1 La formation des sols du haut bassin dépend de l'évolution des conditions 1 \ climatiques et des ensembles de reliefs. Dans les régions méridionales où le ci\mat est

1 1 55

1 1 1

1 humide et pluvieux, prédominent des sols ferralitiques. Ceux-ci sont soumis à des 1 1 • variations diverses au fur et à mesure qu'on descend des hauts plateaux ver~ les petites

1 vallées encaissées. Des sols ferrugineux passant à des sols hydromorphes le long des - 1 vallées alluviales leur succèdent vers le nord dans le plateau Mandingue et les1 pays de la 1 1 Falémé. Dans les plaines et plateaux septentrionaux à climat sahélien, das lithosols

1 1 dominent les plateaux gréseux. Les plaines du nord-est sont dominées par des1sols bruns subarides tandis que des sols hydromorphes colonisent les lits majeurs des cçurs d'eau.

1 L'évolution morphoclimatique de ces différents sols s'est traduite par la formation d'une 1 1

épaisse cuirasse ferrugineuse ou bauxitique. 1

1 1 Le cuirassement, essentiellement physico-chimique, concerne syrtout des composés d'hydroxydes de fer et de manganèse qui s' « incrustent en un oy plusieurs horizons, se cristallisent et se durcissent sous l'effet des températures éle~ées » (R.

1 1 Maignien, 1958). Ces cuirasses se rencontrent dans les positions topographiques où elles

1 1 forment de vastes plateaux dénudés de toute végétation arbustive (bowé). 1 Très répandus dans les régions méridionales (Fouta Djalon, plateaux iv,anding), 1 les phénomènes de cuirassement sont moins intenses dans les régions septer,trionales du haut bassin à cause du manque d'humidité qui ralentit la libération des oxydes de fer.

1 Les formations végétales résultent de l'interaction des facteurs lith61ogiques,

1 1 orographiques, pédologique et climatiques. Celles-ci, hormis l'extrémité m~ridionale (gui néo-congolaise), appartiennent presque entièrement à la grande région soudano-

1 angolaise de P. Michel, (1973) que J. Trochain, (1940) avait déjà surnommée 1 1 « soudano-déçanienne ». La végétation se répartit par zones à l'intérieur desquelles

1 1 interviennent des facteurs régionaux, locaux, édaphiques et topographiques, qui déterminent à la fois la composition floristique et la densité du couvert végét~I. D'une

1 manière générale, la physionomie des formations végétales se modifie du sud au

1 1 nord, conformément à la baisse des précipitations et aux effets de l'action anthropique

1 (feux de brousse, cultures). Cependant, le passage d'une formation à une autre ne se 1 1 fait pas de manière brutale, mais par une transition qui implique le mélarge des essences des différentes zones (guinéenne, soudano-guinéenne et ~oudano-

1 1

sahélienne). 1

1 1 Dans le Fouta Djalon, des forêts denses à l'état de reliques parsèment its hauts reliefs. Elles font suite à des savanes forestières dans les hauts platea'4 et les 1 contreforts. Des forêts galeries verdoyantes bordent les petites vallées tracée~ par les

1 56 1 1 1 1 1 cours d'eau. Des formations soudaniennes succèdent vers le nord aux peu~lements

1 végétaux du Fouta Djalon et ses bordures. 1

Dans le plateau Manding, le pays de la Falémé, les formations soudaniennes 1 sont formées de savanes à tapis continu de hautes herbes avec généralerryent des strates arborées et arbustives. Les peuplements, assez denses dans 1~ partie

1 1 méridionale du domaine soudanien, s'éclaircissent vers le nord où l'on entre: dans le 1 domaine sahélien. Des forêts galeries enserrent encore les berges des cours d'eau, avec de nombreuses espèces soudaniennes. 1

1 Dans les plaines et plateaux du nord des hauts bassins, les formations v~les sont formées par des plantes ligneuses avec une forte dominante des épineux. Ces 1 formations dominent un tapis herbacé de graminées. Verdoyantes durant la saison des pluies, ces formations s'assèchent rapidement durant la saison sècht et ne 1 forment plus que des paysages rabougris. Seules les forêts galeries colon· ent les rives du Sénégal et de la Kolimbiné et maintient une relative verdure. Leur peuplement 1 est cependant moins dense et beaucoup plus lâche que dans les régions 1 méridionales. Ces différents caractères géographiques du milieu naturel du haut bassin du 1 fleuve Sénégal sont dans le tableau 1. Cette esquisse géographique, tout en reconnaissant des entités régionales spécifiques traduit aussi leurs interféren~s dans 1 le cadre hydro climatique du bassin versant. Le réseau hydrographique s'y est adapté de manières diverses, suivant les caractéristiques de chaque ensemble. Des unités 1 lithologiques et morphologiques bien tranchées se dégagent entre le sud et le nord du haut bassin. Elles déterminent des possibilités d'infiltration très nuancées, et des 1 caractères morphométriques à influence variable. Des types de sols variab es d'un milieu à l'autre, mais avec des caractères hydrologiques proches, une végétation qui 1 se dégrade aussi bien dans l'espace que dans le temps. Ainsi s'apparente les principaux facteurs géographiques, considérés comme stabilisants de l'écoulet' ent du 1 haut bassin. A la lumière des développements précédents, nous retenon quatre facteurs dont l'influence peut-être déterminante sur le processus hydroclimatique: Ce 1 sont la géologie, le relief, les types de sols et le couvert végétal. la prédominance de chaque facteur a été caractérisée par A. A. Sow, (1984): + +: très importaites; +: 1 importante ; - : faible ; - - : très faible. 1 57 1 1 1 Cependant, prise dans sa globalité, l'analyse des facteurs stabilisants se résume 1 à une opposition entre le sud (cours supérieur) et le nord (cours moyen) du haut bassin du fleuve Sénégal (Tableau 2). 1 1 1 1

1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 58 1 Tableau 1: Essai de classification des ensembles Jéographiques Ensembles Sous- Appartenance Lithologie Géomorphologie Pédologie Végétation Hydrogéologie Géographiques ensembles Hydrologique --- -

------~ Dolérites et 1ère surface Lithosols et sols Hauts reliefs Forêts reliques granites (Jurassique) squelettiques Ensemble formé des FOUTA Hauts Dolérites et 2ème surface Lithosols et éblouis de Forêts et savanes COURS classes P6 et P7, pa! DJALON plateaux gabbro (Crétacé) cuirasse guinéennes SUPERIEURS de nappes sauf dans Contreforts les franges d'altératio Sills de 3ème surface Sols ferralitiques septentrionau Savane guinéenne dolérites (Eocène) latéralisés X 2è et 3è surface Haut COURS Bordure sud Savane guinéenne glacis SUPERIEURS Sols ferrugineux et Région formée des PLATEAU Plateau Reliefs intermédiaires, ferrugineux cuirassés classes P4, P6, P7, Grès divers Savane soudanienne MAN DING central 2ème surface imperméables sauf COURS MOYENS exception Savane soudano- Bordure nord Bas glacis Sols ferrugineux sahélienne Méta basique 3ème surface COURS Massifs s, dolérites, Plantes ligneuses et Ensemble formé des (Eocène) et reliefs Sols ferrugineux SUPERIEURS SUR d'inselbergs grès et grès arborées classes P3 et P4 intermétiaires 2/3 PAYS DE LA quartzites imperméables avec FALEME Sols ferrugineux, présence d'interstice! Schistes, Savane soudanienne Régions Haut, moyen et bas vertisols, sols donnant lieu à des pélites et à 3 strates (arborée, COURS MOYENS déprimées glacis hydromorphes et sols à arènes localisées sables abusive et herbacée) pseudo-gley Grès Plateaux (Assaba), Grès, témoins de Sols bruts d'érosion steppe à combretum (Assaba, Région composée de dolé rites différentes surfaces (lithosols) et espèces ligneuses PLAINES ET Affolé) (Affolé) classes P1, P2, et P3 PLATEAUX DU COURS MOYENS avec présence des Sables et NORD nappes dunaires et Plaines du grès du Bas glacis (non Alluvions sableux ou Steppe épineux et à alluviales nord Continental cuirassé) sabla-argileux, dunes graminées Terminal

59 ------1 1 Tableau Il: influence des facteurs stabilisants de l'écoulement dans le haut bassin. Caractères Cours supérieur Cours moyen 1 Sous-bassins Bafing, Bakoye, Baoulé, Falémé Kolombiné, Karakoro Superficie (Km') 124 700 93300 Géologie ++ + 1 Relief ++ + Pédologie -- - 1 Végétation ++ - - Sur le cours supérieur, les formations dominantes sont de granites, dolérites et 1 gabbros. Elles ont une influence très importante (++) puisqu'elles sont considérées comme imperméables. Elles favorisent ainsi un écoulement rapide des eaux de 1 ruissellement. Ce caractère d'imperméabilité cependant limitant dans le processus hydrologique du cours supérieur puisqu'il consacre l'inexistence de nappes capables de 1 soutenir l'écoulement en période d'étiage. 1 Par contre, sur le cours moyen, formé de schistes, grès, et de sables, cette influence est seulement importante ( +). La diversité de la structure conjuguée à 1 l'existence conditionnée de nappes fait que la lithologie du cours moyen n'a qu'une importance relative sur le processus hydrologique. Certaines unités géologiques 1 s'apparentent à celles du cours supérieur, et cette influence revêt localement les mêmes caractères que le sud du bassin; d'autres, propres à la région (Continental Terminal), 1 réagissent en fonction de leur caractère (perméabilité et possibilité d'aquifères), et cette influence s'en trouve inversée.

1 Le relief est sans doute le facteur qui traduit le mieux la partition du haut bassin 1 entre le cours supérieur aux hautes terres et le cours moyen aux régions de plaines. Son influence varie d'une région à une autre :

1 - sur le cours supérieur, la présence de hauts reliefs (Fouta Djalon et ses contreforts, plateaux Manding) se manifeste par une très forte influence sur 1 l'écoulement. Ainsi, les différences d'altitudes et les fortes pentes qui en résultent, les différentes formes topographiques contribuent à accélérer la vitesse 1 des drains, et à modifier les profils en long des cours d'eau;

1 - sur le cours moyen, les faibles altitudes notées, et la tendance à la platitude générale ne favorisent pas une influence majeure. Les rivières retrouvent alors 1 1 60 1 I! 1 leur «calme» et seules quelques rares irrégularités du profil (seuils et chute) 1 perturbent leur cours. Curieusement, le facteur pédologique dont le rôle est fondamental pour Il l'écoulement exerce une influence moindre sur l'écoulement du haut bassin. Ce fait est assez paradoxal eu égard au rôle des formations superficielles pour la constitution de 1! nappes qui réalimentent l'écoulement.

1 Cependant, à partir des analyses précédentes sur les caractères pédologiques, il s'avère que les types de sols du haut bassin, par leur texture ne peuvent avoir une 1 influence significative. Les lithosols et cuirasses qui forment les principaux sols du cours 1 supérieur sont en général peu favorables à la présence d'aquifères. Ils n'assurent qu'un 1 ruissellement rapide d'où leur très faible influence sur les possibilités d'infiltration. 1 Sur le cours moyen, le phénomène pédologique le plus marquant est la latérisation. Les différents sols qui subissent ce phénomène ont alors une texture qui ne Il favorise pas une forte infiltration en raison des indurations. Les rares entités capables d'en offrir des possibilités sont souvent très localisées. Ces multiples critères traduisent 1 la faible influence pédologique du cours moyen.

Le couvert végétal, par sa densité, apparaît souvent comme un facteur limitant au 1 processus hydrologique. Dans le haut bassin ce critère n'est pas d'exception, même si 1 par sa répartition, le couvert végétal intègre la subdivision du cadre géographique. Le cours supérieur, avec ses forêts et savanes guinéennes réduites à des reliques 1 exerce une très forte influence sur l'écoulement. Certes, la densité du couvert végétal est fonction du site et de la lithologie, mais la végétation répertoriée intercepte bien

1 1 encore les fortes pluies et réduit l'évaporation. Les forêts galeries par leur densité diminuent fortement l'érosion lors des périodes de crues. Le couvert végétal canalise les

1 1 drains et facilite leur écoulement. Son rôle est aussi contradictoire car, par le 1 prélèvement de ses racines, la forêt favorise l'évapotranspiration. Mais ce couvert végétal se modifie du sud au nord, devenant de plus en plus lâche. 1 Ceci se traduit sur le cours moyen par une influence variable de la végétation sur l'écoulement. Des zones encore propices (végétation soudanienne du cours moyen) se 1 distinguent de celles très affectées par la dégradation végétale (végétation sahélienne 1 61 1 1 1 du cours moyen). Cette influence est ainsi moyenne dans la première zone citée. Les 1 forêts galeries jouent le rôle majeur contre le sapement latéral des berges par la crue et diminue le rôle de l'érosion très intense en zone soudanienne. Cependant, le vaste 1 déboisement entrepris dans le cadre de la construction du barrage de Manantali a 11 entamée le couvert végétal.

1 Sur le cours moyen, la lâcheté du couvert végétal se traduit par une très faible 1 influence sur l'écoulement. La végétation arbustive, buissonnante et steppique, caractéristique de la zone, ne réalise pas une interception efficace des violentes averses 1 qui caractérisent cette zone. La transpiration végétale est très limitée, tandis que l'érosion atteint des conditions extrêmes. Faute de réserves en eau dans le sol, «le 1 mécanisme d'évaporation par les plantes est parfois bloqué» (R. Frecaut, 1982). La démarche, purement géographique ainsi adoptée a permis à travers la géologie, 1 le relief, la pédologie, et la biogéographie, d'entrevoir les caractéristiques physiques du milieu naturel du haut bassin. Certes, ces différents ensembles, par leur nature et leur 1 évolution, sont très liés et concordent tous du point de vue hydrologique une partition du haut bassin en deux ensembles distincts : les cours supérieurs et les cours moyens. 1 Ces entités présentent des nuances qui sont locales ou régionales, tout en agissant de façon simultanée, ils peuvent se particulariser. C'est pour cerner la nature de l'influence 1 de chaque ensemble sur les écoulements que nous décrit les caractéristiques 1 physiographiques du milieu. Cependant, l'écoulement est une notion hydrologique plus complexe dont la 1 compréhension fait intervenir, en plus des paramètres physiques, plusieurs facteurs qui interagissent entre eux de façon aléatoire, normale ou saisonnière. Ces différents 1 facteurs dits climatiques ont une influence prépondérante sur les processus hydroclimatiques. Nous nous attacherons à étudier ces interdépendances dans les 1 sections suivantes. 1 1 1

1 62 1 1 1 1 11 11

1 ! DEUXIEME PARTIE: ÉTUDE HYDROCLIMATIQUE

1 1

1 !

1 1 1

1 1

1 11

111

1 !

1 1

1 1 1 1

1 1 1 1 CHAPITRE 1 : ETUDE DES PRINCIPAUX PARAMETRES DU CLIMAT.

l 1 Les paramètres étudiés dans cette section sont les températures, l'humidité ! relative, l'insolation, les vents, et l'évapotranspiration aux stations représentatives des li unités climatiques du haut bassin. Ces paramètres sont commandés par la conjonction de trois facteurs Dacosta (1989): 1 - facteur cosmique du fait du mouvement zénithal du soleil qui, commande l'évolution annuelle des températures et partant, celle des autres paramètres (humidité, 1 évaporation et évapotranspiration) ; - facteur météorologique lié aux caractéristiques thermiques propres aux masses 1 d'air dont la circulation est déterminée par les centres d'actions et les perturbations desquels dépendent la nébulosité et les pluies qui influent sur l'insolation et les 1 températures ; - facteur géographique qui s'exprime à la fois par les courants marins, le relief 1 (influence limitée au nord du haut bassin) et la continentalité c'est à dire l'éloignement 1 par rapport à la mer, avec pour conséquence, l'augmentation des températures, de l'amplitude thermique, la diminution de l'humidité. Ces trois facteurs exercent une grande influence sur le climat dans le haut bassin. 1 1 Aussi, leur analyse semble nécessaire pour la compréhension de la dynamique du 1 climat. Les différents paramètres ont été analysés sur la base des données recueillies au 11 près des services météorologiques des pays membres de l'OMVS. Les moyennes mensuelles ont été déterminées et consignés dans des tableaux puis rendus sous forme 1 de graphiques. Les caractéristiques statistiques des différents paramètres climatiques ont été déterminées et présentées en annexes Il. Il faut noter que les données 1 d'évapotranspiration ont été calculées avec la formule de Penman-Monteith à l'exception de la station de Mamou pour laquelle, compte tenu des lacunes des données 1 d'insolation, nous avons appliquée la formule de Thornewaithe pour le calcul de l'ETP mensuelle. Cependant, la formule élaborée par Penman en 1948 reste la référence en 1 matière d'estimation de l'ETP et traduit mieux la réalité climatique (Mbaye, 1991 ; Chaponnière, 2005 ; Ardoin-Bardin, 2000). Cette méthode a fait l'objet de nombreux 1 travaux de Ardoin-Bardin (2000), Oudin (2004) et Bsaibe (2007). 1 1 64 1 11

1 11 VII. LES TEMPERATURES. 1 Dans la zone intertropicale, les températures varient peu dans le temps. Si les températures ne constituent pas un élément fondamental de différenciation climatique 1 comme la pluviométrie; elles influencent cependant l'évolution des autres paramètres climatiques. 1 L'analyse des températures est faite à l'échelle mensuelle car ce sont les variations des températures mensuelles qui expliquent les différentes saisons thermiques du haut 11 bassin. Les nuances observées, jointes aux facteurs géographiques nous permettent de distinguer du sud au nord quatre régimes thermiques qui correspondent aux régimes 11 pluviométriques: 1 - une saison sèche et fraîche qui va de décembre à février. C'est au cours de cette Il période que survient le minimum thermique principal qui est enregistré en décembre janvier. 1 - une saison sèche et chaude qui s'étale de mars à mai-juin et qui précède les premières pluies d'hivernage. Le maximum principal des températures se situe au cours 1 de cette période, notamment en avril-mai. - une saison humide et fraîche au coeur de la saison pluvieuse. Elle survient en août 1 septembre et concorde avec le minimum secondaire des températures. - une saison humide et chaude, centrée entre fin septembre et novembre. Elle 1 correspond à la fin de la saison pluvieuse. La remontée des températures qui intervient durant cette période est fonction des précipitations plus ou moins abondantes 1 enregistrées au cours de la saison des pluies. Les valeurs caractéristiques mensuelles et annuelles des stations représentatives 1 des quatre unités climatiques sont consignées dans les tableaux Ill et IV où: - T max est la moyenne mensuelle des températures maximales journalières ; 1 - T min est la moyenne mensuelle des températures minimales journalières ; - T moy désigne la température moyenne mensuelle ; 1 - Am = T max - Tmin est l'écart diurne moyen mensuel ;

1 Vll.1 Le régime thermique guinéen. Le régime thermique guinéen est analysé aux stations de Mamou, Labé et Siguiri. 1 Cette zone est caractérisée par une végétation plus dense, les fortes précipitations et l'effet de l'altitude en font l'unité qui enregistre les températures les plus faibles du haut 1 bassin. 1 65 1 li 11 Les maxima principaux des températures maximales mensuelles s'étalent entre 1 11 mars (32,7°C à Labé) et avril 33,7°C et 37,9°C respectivement à Mamou et Siguiri. Les maxima secondaires interviennent en novembre et varient de 29,3°C ; 28,2°C et 34, 1°C 11 respectivement à Mamou, Labé et Siguiri. Les minima principaux des températures mensuelles maximales sont enregistrés en août: 25,4°C à Labé; 25,8°C à Mamou et 1 29,4°C à Siguiri. Les minima secondaires sont observés en décembre avec 28, 1°c à Labé 30, 1°C à Mamou et 33,2°C à Siguiri. La moyenne du maximum mensuel varie 1 entre 28,8°C à Labé et 33,6°C à Siguiri. A la station de Mamou, la moyenne est estimée à 29,5°C. 1 Les maxima principaux des températures minimales mensuelles sont enregistrés en avril (24,0°C à Siguiri) et mai: 19,8°C à Mamou et 18,2°C à Labé. Les maxima 1 secondaires interviennent en juillet avec 18,8°C à Mamou; 17,5°C à Labé et 20,?°C à Siguiri. Les minima principaux sont enregistrés en décembre avec 16,3°C à Siguiri et 1 janvier à Labé et Mamou avec respectivement 10,9°C et 15,0°C. Les minima secondaires interviennent en août avec 17,5°C à Labé 18, 1°c à Mamou et 20,6°C à 1 Siguiri. Les moyennes des minima mensuelles varient entre 15,3°C à Labé et 20,3°C à Siguiri. A la station de Mamou, la moyenne est estimée à 18,0°C. 1 Les maxima des températures moyennes mensuelles sont observés en avril et varient entre 30,9°C à Siguiri et 25,0°C à Labé. A Mamou, cette maximale est estimée à 1 26,2°C. Cette dernière station enregistre son minima en août (22,3°C) tandis que les deux autres enregistrent leur minima en décembre avec respectivement 19,6°C et 1 24, 7°C à Labé et Siguiri. Les températures moyennes fluctuent entre 22, 1°C à Labé et 1 26,9°C à Siguiri. A la station de Mamou, la température moyenne est estimée à 23,8°C. 1 L'évolution mensuelle des températures dans le domaine guinéen montre une allure bimodale, avec une tendance plus marquée pour les températures maximales 1 (figure 9). La précocité des maxima principaux pour le régime thermique guinéen (mars avril) découle surtout de l'évolution progressive de la mousson. Cette période 1 correspond à une transition entre la saison sèche et celle des pluies, ce qui explique les fortes valeurs de températures. 1 Les écarts diurnes moyens annuels varient entre 11,5°C à Siguiri et 13,4°C à Mamou et Labé. Ils sont très élevés durant la saison non pluvieuse pendant laquelle ils 1 atteignent, en février, 18, 7°C à Labé ; 16, 1°C à Mamou et 17 ,3°C à Siguiri en janvier. Ils baissent avec l'arrivée des pluies et ne sont plus que de 7,0°C à Mamou; 7,9°C à 1 Labé ; et 8,8°C à Siguiri en août. L'amplitude thermique annuelle qui est la différence de 1 66 1 1 1

li Labé (19~2008) 35 ,------1- -Tnin --Tmax -Tmoy

1 'û' 25 t, 1 20 ...... ~~~------~-~ ······················ ...... 1 115 ~~ ~~ ~~~ ~~ F< 10 1 5 ...... 0+-----.-----.-----.----...-----,----r---.-----,------.----r-----r------i 1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc

Mamou (1~2008) 1 40 ,------,11- -Tnin --Tmax--Tmoy 35 ...... ································································································

1 30 ...~-:.- ...... - ..... -...... - ..... -.... -...... - ..... -... --~==·····=······=·····=·····=··==·=·····=·····=······=·····=·····=······:::.::;· ··::;;·····;;,:;;······-·····--·····-- ~ 25 ·······------·"'"-····~·····".'.'::....~ .... ~.... ~.....~ ....~ .... ~.....~ ....~ ...... --;;.;;;;;;;;:;:::::::.:=::::=::::::=::····=····=·····:····:····=····=·····=····=····=·····=····=····=·····=····=····=·····:····=··= j 20 ~~ ~~~------...... --...... --~~ ..,...... 1 ff' 15 F< 10 ......

5 1 0+------,---~------,---~------~ 1 janv fevr avr mai juin juil aofit sept oct nvbre déc

1 Siguiri (1940-2008) 40 ~------1 - -Tnin --Tmax-Tm>y 1 35 ...... ~------·····=········································· ··········~·········· ...... ::'.""'.... ~--- .... ~...... ~ ...... ~ ...... :::: ...... ::'.':" ...... ~...... ~.... - 1 · · · ·· · · ·· · · · · - · · · · ·· · · · · · · · · · · · · · · · · · · -- -·- __. ------_...... ___ .... ______...... --- - .. -.···,··············· --~-- ~~ 1 5 ·························································

Q;----,,----,----r---.-----.----,----r----r----,.----,----r------i 1 janv fevr mars avr llllll juin juil aoftt sept oct nvbre déc 1 Figure 9 : évolutions des températures mensuelles dans le domaine guinéen 1 1 67 1 11 1 température moyenne entre le mois le plus chaud et le mois le plus frais est de 5,4°C à 1 Labé; 3,9°C à Mamou; 6,2°C à Siguiri. Elle est partout inférieure à l'écart moyen diurne (tableau Ill). Il 1 Vll.2 Le régime thermique sud soudanien. Il Il est analysé à travers les stations de Bamako-Sénou et Kéniéba qui illustrent 1 mieux cette unité climatique. 1 Les maxima principaux des températures mensuelles maximales interviennent au mois d'avril (39,0°C et 41,5°C) respectivement à Bamako-Sénou et Kéniéba. Les maxima secondaires interviennent en novembre avec 34,9°C et 34, 1°C à Bamako et Kéniéba. Les minima principaux des températures maximales mensuelles sont observés en décembre avec 32,8°C à Bamako et 35,6°C à Kéniéba. Les minima secondaires sont notés en août et estimées à 30,6°C à Bamako-Sénou et 31,8°C à Kéniéba. La moyenne 1 des températures maximales mensuelle est estimée à 34,5°C à Bamako-Sénou et 37, 7°C à Kéniéba. 1 Le maximum principal des températures mensuelles minimales varient peu et intervient au mois de mai pour les deux stations: 25,3°C à Bamako-Sénou et 27,7°C à 1 Kéniéba. Le maximum secondaire survient en octobre avec 21,4°C et 23°C respectivement à Bamako et Kéniéba. Le minimum principal des températures 1 minimales mensuelles est observé en décembre, avec un écart encore plus faible 17,3°C à Bamako-Sénou et 17,5°C à Kéniéba. Le secondaire intervient en août avec 1 21,6°C et 23, 1°C respectivement à Bamako et Kéniéba. Les moyennes des températures minimales mensuelles sont estimées à 21,4°C et 22, 7°C respectivement à 1 Bamako et Kéniéba. Les maxima des températures moyennes mensuelles sont enregistrés en avril à 1 Bamako avec 32,0°C et au mois de mai à Kéniéba (33,9°C). Les minima sont observés en décembre, 25, 1 °C et 26,5°C respectivement à Bamako et Kéniéba. Les températures 1 moyennes mensuelles passent de 27,9°C à la station de Bamako 29,8 à Kéniéba. Les variations des températures minimales sont moins sensibles et elles sont 1 surtout influencées par les températures maximales. Celles-ci, assez élevées donnent 1 au régime thermique sud-soudanien une évolution bimodale (figure 10). 1 1 68 1 ,1 1

Bamako (1950-2008) 45 ~------1- -Tnin --Tmax--Tmoy 1 40 ------

------::::;------.;;;;;;;;;:::: E 30 Il 25 ....,., - --- ···------········································ ------···············································--·-- ' 20 ·········· ··· --~ ~ ~-----==---=-- .. ------·····-····················· .:.... :: ... ::.... :: ... :: ... :::-....=---::: ....-::: ... ~---~----~---~----·-=··--•------··························---- ....- -""' ----- 1Fo 15 11 10 ············ ------······························ ------··---·-······-························· ------·-·································· ·········------······················ ········------···············-----······················· ······························ 5 ------

janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc

Kéniéba (1950-2008) 45 ~------Tnin --Tllllx-Timy 40 35

1 3 25 ------_...------:-. ---- ê! -- 120 ------·------,------______...... ------~ 15 ------1 10 · ...... ···················································· ······················································································· ... ··························-································ ······································ 5 ------I! O +----,----,------r------r----r----.----,------.----,----r---r------1 janv fevr mars avr lllli juin juil août sept oct nvbre déc 1 Figure 10 : évolutions des températures mensuelles dans le domaine sud soudanien.

1 ! Les écarts diurnes moyens annuels sont estimés à 13, 1°C aux deux stations. Ils 1 sont très élevés durant la saison sèche où ils atteignent, en février, 15,8°C et 16,4°C en mars respectivement à Bamako et Kéniéba. Ils baissent en hivernage et atteignent 1 9,0°C à Bamako et 8, 1°C à Kéniéba en août. L'amplitude thermique annuelle est de 7,6°C à Kéniéba et 7,0°C à Bamako. Elle est partout inférieure à l'écart moyen diurne 1 (tableau Ill).

1 : V/1.3 Le régime thermique nord soudanien. Les stations de Kita et de Tambacounda, de part leurs positions géographiques, 1 1 représentent des nuances typiques du régime thermique nord-soudanien. Les valeurs observées à Kita sont proches de cettes du domaine précédent, cependant on note à 1 Tambacounda des valeurs qui s'en écartent (tableau IV). 1 69 1 1 1 Les maxima principaux des températures mensuelles maximales sont enregistrés 1 aux mois d'avril à Kita (39,7°C) et mai à Tambacounda (43, 1 °C). Les maxima secondaires sont notés en novembre avec 34, 9°C à Kita et 38, 9°C à T ambacounda. Les 1 minima des températures maximales mensuelles sont observés en janvier avec 33, 1°C et 38,2°C respectivement à Kita et Tambacounda. Les minima secondaires interviennent 1 en août avec 30,0°C et 34, 1°c à Kita et Tambacounda. La moyenne des températures maximales mensuelle est estimée à 34,5°C à Kita et 38,9°C à Tambacounda. 1 Les maxima principaux des températures mensuelles minimales interviennent au mois de mai avec: 25,9°C à Kita et 22,8°C à Tambacounda. Les maxima secondaires 1 interviennent en octobre 21,2°C à Kita et 19, 1 °C à Tambacounda. Les minima principaux des températures minimales sont observés en janvier et varient de 17,9°C à 1 Kita et 13,2°C à Tambacounda. Les minima secondaires surviennent en août avec 21,7°C et 20,5°C à Kita et Tambacounda. Les moyennes des températures minimales 1 mensuelles sont estimées à 21,6°C à Kita et 18,1°C à Tambacounda. Les maxima des températures moyennes mensuelles sont enregistrés en avril à

1 1 Kita avec 32,?°C et au mois de mai à Tambacounda (33,0°C). Les minima varient très peu et sont observés en décembre : 25,2°C et 25, 1 °C respectivement à Kita et 1 Tambacounda. Les températures moyennes mensuelles passent de 28, 1°C à la station de Kita 28,5 à Tambacounda. 1 Les écarts diurnes moyens annuels varient beaucoup dans cette unité climatique. Ils passent de 12,9°C à Kita à 20,8°C à Tambacounda. Ils sont plus importants en 1 période non pluvieuse pendant laquelle on note un maximum de 16,3°C à Kita en novembre et 25,0°C à Tambacounda en décembre. Ils baissent en hivernage et 1 atteignent en août 8,4°C à Kita et 13,6°C à Tambacounda. L'amplitude thermique annuelle est plus élevée à Tambacounda (7,9°C} qu'à à Kita (7,5°). Elle est partout 1 inférieure à l'écart moyen diurne (tableau IV). Le régime thermique de la zone nord soudanienne est bimodal (figure 11 ). 1 i 1 1 1 1 70 1 Tabl 111 d Il d t sud soud - -· Domaines Domaine guinéen Domaine sud soudanien Stations Mamou Labé Siguiri Bamako Kéniéba Mois Tmin Tmax Tmoy Am Tmin Tmax Tmov Am Tmin Tmax Tmov Am Tmin Tmax Tmov Am Tmin Tmax Tmov Am Janvier 15.0 31.0 23.0 16.1 10.9 29.4 20.1 18.4 16.3 33.6 25.0 17.3 17.4 32.8 25.1 15.4 19.4 35.1 27.3 15.7 Février 16.8 32.9 24.8 16.1 12.4 31.1 21.8 18.7 19.0 36.1 27.5 17.1 20.0 35.8 27.9 15.8 21.8 37.5 29.6 15.7 Mars 18.6 33.7 26.1 15.2 14.7 32.6 23.6 17.9 21.9 37.7 29.8 15.8 23.1 38.0 30.5 14.9 24.0 40.4 32.2 16.4 Avril 19.7 32.7 26.2 12.9 17.2 32.7 25.0 15.5 24.0 37.9 30.9 13.9 25.1 39.0 32.0 13.9 26.9 41.2 34.0 14.3 Mai 19.8 30.2 25.0 10.4 18.2 30.8 24.5 12.6 23.2 35.8 29.5 12.6 25.3 37.9 31.6 12.6 27.7 40.6 34.2 12.9 Juin 19.1 27.8 23.4 8.7 17.6 27.9 22.8 10.2 21.4 32.3 26.9 10.9 23.3 34.7 29.0 11.4 25.0 35.0 30.0 10.1 Juillet 18.8 26.1 22.5 7.3 17.5 25.9 21.7 8.3 20.7 30.0 25.4 9.3 21.9 31.5 26.7 9.5 23.3 31.5 27.4 8.2 Août 18.8 25.8 22.3 7.0 17.5 25.4 21.5 7.9 20.6 29.4 25.0 8.8 21.6 30.6 26.1 9.0 23.1 31.2 27.1 8.1 Septembre 18.6 26.8 22.7 8.2 17.1 26.2 21.6 9.1 20.5 30.5 25.5 10.0 21.4 31.8 26.6 10.3 22.7 32.2 27.5 9.4 Octobre 18.5 28.1 23.3 9.6 16.4 27.1 21.8 10.7 20.6 32.7 26.7 12.1 21.4 34.2 27.8 12.8 23.0 33.9 28.4 10.9 Novembre 17.4 29.3 23.4 11.9 13.5 28.2 20.8 14.7 18.5 34.1 26.3 15.6 18.9 34.9 26.9 15.9 18.6 35.6 27.1 17.0 Décembre 15.1 30.1 22.6 14.9 11.0 28.2 19.6 17.2 16.3 33.2 24.7 17.0 17.3 32.8 25.1 15.5 17.5 35.6 26.5 18.1 Année 18.0 29.5 23.8 11.5 15.3 28.8 22.1 13.4 20.3 33.6 26.9 13.4 21.4 34.5 27.9 13.1 22.7 35.8 29.3 13.1

71 ------~-~~ .. 1\ 1

Kita (1950-2008) 45-r-~~~~~~~~~~~~~~~~-----t_-~-~T=nm=----_-~T=ma=x-_::_-_::-_T=im~y~ 11 40 ------! 35 ------=------;;;;;;------;;;,;;;------,.., li l 30 ------1 i 25 ------:;:;;;------;;;;;;_----:;:------{ 20 ------~------==----=----""".:: ___:: ___ _.:::: ___ :::: ___ :::____ ".:'.: ___ ::=____ ~------.;,;;;:---==---=------1: ~ 15 ------10 ------5 ------1 O +-~----.--~---.~~-,-~---,-~~.--~-.----~---,-~~.-~----,-~----,.-~~-.---~~ janv fevr mars avr mai jum juil août sept oot nvbre déo 1 Tambacounda (195~2007) 50-r-~~~~~~~~~~~~~~-t_-=-=----:.To=in.:___-~~-~~m=u.:__~==-T~m~~~ 1 45 40 6 35 i' 30 1 ::, :6 25 20 ...... _____ ..,.,,,. .. ------__ - .. --- . ------.. ------.__ ...... e° ~~~ ~~ E-< 15 ··········-~------~---············ ··------····-············ -----·········-··························-·-···········--- ················•········ --·-····'··..;;.··-~ -- 1 10 5 O+-~-,-~---,-~~,--~-r-~---,-~--,.--,--~-.---~----,-~---r-~~,--~---r-~- 1 janv fevr mars avr mai jum juil aoOt sept oct nvbre déc

1 Figure 11: évolutions des températures mensuelles dans le domaine nord soudanien 1 V/1.4 Le régime thermique sahélien. 1 Le régime thermique sahélien est analysé aux stations de Nioro du Sahel, Nara et de Kiffa (tableau 2). 1 Les maxima principaux des températures maximales mensuelles sont enregistrés au mois de mai (41,8°C et 41,4°C respectivement à Niera du sahel et 1 Nara) et juin à Kiffa (42,6°C). Les maxima secondaires surviennent en octobre avec 30,0°C; 37,5°C et 39,2°C respectivement à Nioro du sahel, Nara et Kiffa. Les 1 minima principaux des températures mensuelles maximales sont enregistré au mois de janvier avec 31,8°C à Niera 31,4°C à Nara et 30,5°C à Kiffa. Les moyennes des 1 maximales mensuelles varient entre 36, 1°c à Nara et 37, 1°C à Kiffa. A la station de Nioro, la moyenne est estimée à 36, 1°C. 1 1 72 1 1 1 Les maxima des températures minimales mensuelles sont enregistrés aux mois 1 de mai avec 27, 1°C à Nioro et 21,5°C à Nara et juin (29,8°C à Kiffa). Les maxima secondaires correspondent au mois d'octobre avec 22,5°C aux stations de Nioro du 1 sahel et Nara et 25,0°C à Kiffa. Les minima principaux des températures mensuelles minimales sont enregistrés en janvier et varient entre 13,6°C à Nioro et 15,4°C à 1 Kiffa. A la station de Nara, un minimum de 14,8°C a été enregistré. Les moyennes des minima mensuelles varient entre 21,0°c à Nioro et 23,2°C à Kiffa. A la station de 1 Nara, la moyenne est estimée à 21,5°C. Les maxima des températures moyennes mensuelles s'étalent de mai (34,5°C à 1 Nioro du sahel et 34, 1°C à Nara) à juin (36,0°C à Kiffa). Les minima sont observés en janvier respectivement 22, 7°C ; 23, 1°C et 22, 9°C à Nioro, Nara et Kiffa. Les

1 1 températures moyennes fluctuent entre 28,6°C à Nioro du sahel et 30,2°C à Kiffa. A la station de Nara, la température moyenne est estimée à 28,8°C. li Les écarts diurnes moyens annuels varient entre 15,3°C à Nioro du sahel et 13,9°C à Kiffa. A Nara, l'écart diurne est estimé à 14,6°C. Ces écarts sont plus •1 importants durant la saison non pluvieuse pendant laquelle ils atteignent, en février, 18,9°C à Nioro du sahel; 17,6°C à Nara et 16,3°C à Kiffa. Ils baissent en hivernage 1 et ne sont plus que de 9,5°C à Nara; 9,6°C à Nioro du sahel; et 10,1°C à Kiffa en août, cœur de la saison pluvieuse. L'amplitude thermique annuelle est plus 1 importante dans cette unité climatique et varient de 11, 1°C à Nara à 13, 1 °c à Kiffa. A Nioro du sahel, l'amplitude est estimée à 11,8°C à Siguiri. Elle est partout inférieure à 1 , l'écart moyen diurne (tableau IV). Le régime thermique du sahel est bimodal (figure 1 12). 1

1 1 1 1 ' 1

73 1 !

1 1 T IV d Il d d soud ·· hél' Domaines Domaine Nord soudanien Domaine sahélien Stations Kita Tambacounda Nioro du sahel Nara Kiffa Mois Tmin Tmax Tmoy Am Tmin Tmax Tmoy Am Tmin Tmax Tmoy Am Tmin Tmax Tmoy Am Tmin Tmax Tmov Am janv 17.9 33.1 25.5 15.2 13.2 38.2 25.7 25.0 13.6 31.8 22.7 18.3 14.8 31.4 23.1 16.6 15.4 30.5 22.9 15.1 fevr 20.7 36.1 28.4 15.4 15.5 40.1 27.8 24.6 16.2 35.1 25.6 18.9 17.1 34.8 26.0 17.6 17.6 33.6 25.6 16.1 mars 23.4 38.2 30.8 14.7 17.8 41.9 29.9 24.1 19.5 38.1 28.8 18.6 20.3 37.7 29.0 17.4 20.7 37.0 28.9 16.3 avr 25.6 39.7 32.7 14.1 21.0 42.9 32.0 21.9 23.6 40.8 32.2 17.2 24.3 40.3 32.3 16.1 24.8 40.7 32.8 15.9 mai 25.9 38.8 32.4 13.0 22.8 43.1 33.0 20.3 27.1 41.8 34.5 14.7 26.9 41.4 34.1 14.5 28.3 42.6 35.5 14.3 juin 23.6 34.8 29.2 11.2 20.5 40.9 30.7 20.4 26.8 39.7 33.3 12.9 26.7 39.5 33.1 12.8 29.8 42.2 36.0 12.4 juil 22.1 31.2 26.6 9.1 20.1 36.2 28.2 16.1 24.4 35.0 29.7 10.6 24.4 35.0 29.7 10.6 27.9 38.7 33.3 10.8 aoOt 21.7 30.0 25.8 8.4 20.5 34.1 27.3 13.6 23.2 32.8 28.0 9.6 23.4 33.0 28.2 9.5 26.4 36.5 31.4 10.1 sept 21.5 31.0 26.3 9.6 20.1 35.2 27.7 15.1 23.2 34.4 28.8 11.2 23.5 34.8 29.1 11.3 26.3 37.7 32.0 11.5 oct 21.2 33.5 27.4 12.3 19.1 37.9 28.5 18.8 22.5 37.5 30.0 15.0 22.5 37.5 30.0 15.0 25.0 39.2 32.1 14.2 nvbre 18.6 34.9 26.8 16.3 14.2 38.9 26.6 24.7 18.0 36.1 27.1 18.2 18.5 35.8 27.1 17.3 20.2 35.6 27.9 15.4 déc 17.4 33.0 25.2 15.6 12.6 37.6 25.1 25.0 14.1 32.1 23.1 18.0 15.3 31.9 23.6 16.6 16.5 31.1 23.8 14.6 Moyenne 21.6 34.5 28.1 12.9 18.1 38.9 28.5 20.8 21.0 36.3 28.6 15.3 21.5 36.1 28.8 14.6 23.2 37.1 30.2 13.9

74 ------,~--~------1

1 Nioro du sahel (1950-2008) 45,------~ -- Tnin --Tmax --Tmoy 40 1 35 ~ 30 l -;,;;;;;;;;;;~::.::::;:;;;;;;;;;;;;;;;;;------,-----························ i 25 _,,,,,,,. --- ~ --- - - ..... ~ ~ - ~---=···=····.:.:.._ -- ...... ···------·-·------....-..-··------··------·-··------··---·-----·--·------·-----...... 1 t 20 f-< 15 ······---· ------...... ______...... ·,·---- 10 ------··-·------·----·------·-·-·------·------1 5 janv fevr mars avr mai août sept oct nvlre déc 1 juin juil

Nara (1950-2008) 1 45 ~------1- -Tnin --Tmax--Tmoy 40 35 E 30 1 ···· --- .,.,,,...... --- --... -- .____ ------·------;;;;.---~------·------··-·--·-··-···--··------··------··-·-·-··------..... -- 1:F 15 ...... ~----~ ...... ------·········:':':':':·~-----······ 1 10 5 ------·········-·--···-··----·------··--···-·--··----··-·---·------·-· -·-······--·--···-··--·-·· ------·------·--··-·------·------·------·--·------········-····----- ... ···----··------·

0-+--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~----1 1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc 1 Kiffa (1970-'11X17) 45~--~-~--~~-~~-~--~-~----1

~~~~~~~~~~~ 1 40 35 Î 30 -- -- -.------·-··-·················· ------················ ...... ,.,,,.. ~---~ ...... ·--=---==------... --...... , .. ,. ------.. - ·--·-··------··-- --·------···--·-- ·------·------··--··--·-· --"""'·--·------~ - ~~ J~ ------·········-············ ··-----················ ------············--·------······················ ----····················· 10 1 5 --- ·--···--··--·--·-·------1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc 1 Figure 12: évolutions des températures mensuelles dans le domaine sahélien L'évolution générale des températures mensuelles et les régimes thermiques qui 1 en découlent montrent certaines caractéristiques fondamentales : - Les maxima principaux sont toujours enregistrés en saison sèche avec un décalage 1 d'un mois du sud au nord ; 1 75 1 1 1 les maxima secondaires sont aussi notés au début de la saison sèche, 1 généralement en octobre ou novembre. Les maxima principaux et secondaires précèdent et suivent ainsi la saison des pluies ; 1 Les minima principaux interviennent en décembre-janvier tandis que les minima secondaires sont surtout notés au cœur de la saison des pluies (août) ; 1 - Les écarts diurnes dépendent de la sécheresse de l'atmosphère et sont plus élevés au début de la saison sèche Oanvier-février). Ils sont faibles durant la saison des pluies, 1 l'air humide de la mousson atténuant le rayonnement nocturne. Ils augmentent du sud au nord du haut bassin ; 1 - L'évolution générale des températures est tronquée par l'évolution cosmique qui déterminerait un maximum d'été et un minimum d'hiver. Les régimes bimodaux 1 observés résultent ainsi des précipitations enregistrées, de la diminution de l'insolation, de l'augmentation de l'humidité relative qui accompagne la mousson et de l'écran 1 nuageux; - Les régimes thermiques connaissent des nuances du sud au nord en fonction de 1 l'arrivée de la mousson, de la diminution de l'altitude et de la discontinuité du couvert végétal. 1 Ces constats confirment ceux de Dione (1996). 1 VIII. LES VENTS. 1 Le vent est un phénomène naturel provoqué par un réchauffement inégalement reparti à la surface de la planète par l'énergie solaire et par la rotation de la planète. Il 1 se manifeste par le mouvement d'une masse d'air qui se déplace suivant une direction donnée et à une vitesse déterminée. Celles-ci varient en fonction de la prédominance 1 des flux en surface. 1 v111.1Vitesses moyennes des vents. Les variations saisonnières de la vitesse du vent dépendent des flux en surface 1 qui animent les saisons climatiques du haut bassin. Ces flux déterminent les différents secteurs de vents observés. Les vitesses moyennes sont plus faibles en saison 1 pluvieuse qu'en saison sèche. Dans le domaine guinée, les vitesses maximales sont enregistrées au cours des 1 trois premiers mois de l'année: janvier à Siguiri (2,92m/s); février à Mamou (3,46m/s) 11 76 1 Il 1 et mars à Labé (3,01 m/s). Ces mois constituent le cœur de la saison sèche pendant Il laquelle on note des coups de vents forts dus à la présence de l'harmattan. Les minima 1 sont observés en juillet (2,34 m/s à Labé), septembre 2, 16 m/s à Mamou) et octobre 1 (1,97 m/s à Siguiri). Dans le domaine nord soudanien, la vitesse maxi male intervient en février à Kénieba 1 (2,02 mis) et mars à Bamako (2,81mls). La vitesse minimale intervient en août à Kénieba (0,67 m/s). Il est tardif à Bamako avec 1,71 mis en octobre. 1 En domaine nord-soudanien, les stations de Kita et Tambacounda enregistrent leur vitesse maximale aux mois de mars à Kita avec 1,38 mis et juin à Tambacounda 2,80 mis. 1 Ces valeurs maximales découlent des coups de vents forts qui accompagnent les foyers / pluvio-orageux lies aux lignes de grains. Le minimum est enregistré en septembre avec 1: respectivement 0,55 et 1,50m/s à Kita et Tambacounda. En domaine sahélien, les stations de Nara et de Nioro du Sahel enregistrent leur valeur 1 maximale en juin avec respectivement 2, 77 et 3,69 mis. Celle de Kiffa en juillet avec 2,89 mis. Le mois d'octobre enregistre les vitesses minimales avec 1,60 ; 1, 71 et 1,55 m/s 1 respectivement à Nara, Nioro du Sahel et Kiffa. I! Les variations saisonnières de la vitesse du vent dépendent donc des flux en surface qui animent les saisons climatiques du haut bassin. Ce sont ces flux qui déterminent les différents secteurs de vents notés. Ainsi, l'arrivée de la mousson marque une domination des 1 vents de direction sud-ouest et ouest. Ceux-ci sont plus fréquents dans les régions méridionales où la saison pluvieuse est beaucoup plus étendue. Au coeur de la saison des 1 pluies, la régularité de la mousson explique les minima de vitesse enregistrés. Avec le reflux de la mousson, la circulation d'alizé se rétablit avec une composante des vents de secteurs 1 nord-est et est. Ces vents atteignent leurs fréquences maximales au milieu de la saison 1 sèche.

1 1 v111.2Directions dominantes des vents. La direction du vent dépend de la circulation générale de l'atmosphère et de la 1 puissance des flux. La fréquence en pourcentage des différentes directions de vent dans les différents domaines climatiques a été calculée (tableaux V et VI). Ce sont ces fréquences qui 1 sont utilisées pour l'élaboration des roses de vent qui indiquent la direction dominante selon 1 le mois. 1 77 1 1 1 Compte tenu de la disponibilité de données représentatives de ce paramètre climatique 1 sur l'ensemble des unités climatiques, l'étude de la direction du vent porte sur la période de référence 1961-1990 telle qu'analysée par Diane (1996). Elle concerne les stations de Labé, 1 de Bamako, de Tambacounda et de Kiffa.

1 Tableau V: Fréquence des vents dominants(%) dans les domaines guinéen et sud soudanien Labé Bamako N NE E SE s sw w NW N NE E SE s sw w NW 1 Jan - 10,4 41,6 25,4 6,6 - - 3,3 16,6 20 46,6 - - - - - Févr 9,6 30 44,1 13,6 - - - - 20 33,3 50 - - - - - Mars 3,3 20 33,3 3,3 10 6,6 - 10 30 53,3 6,6 - - - - 1 Avr 13,3 23,3 13,3 20 36,6 - 20 43,3 14,4 6,6 - - - Mai - - - - 20 23,3 43,9 9,6 - - 33,3 20 11,6 13,3 - Juin - - - - 23,3 23,3 50 - - - 6,6 26,6 33,3 40 - 1 Juil - - - - 13,3 26,6 53,3 6,6 - - - - 16,6 36,6 43,3 3,3 Août - - - - 6,6 30 60 - - - - - 3,3 20 66,6 6,6 Sept - - - - 10 23,3 50 3,3 - - - 10 6,6 23,3 50 6,6 1 Oct - - - 3,3 16,6 20 46,6 13,3 3,3 - 33,3 16,6 36,6 10 Nov 3,3 23,3 16,6 - 16,6 33,3 - 6,6 20 16,6 - - 13,3 - - 1 Déc 13,3 16,6 40,6 6,6 - 10 - - 16,6 23,3 43,3 10 - 6,6 - 3,3 Huit directions (N, NE, E, SE, S, SW, W, NW) sont retenues pour l'analyse de ces 1 quatre stations. La fréquence de la direction du vent est donnée en pourcentage et représentée sur les tableaux V et VI. 1 L'analyse de ces tableaux montre une double répartition des fréquences, conformément aux saisons climatiques du haut bassin. 1 Ainsi, à la station de Labé, on observe une prédominance des vents de secteurs nord et est de janvier à avril. Les fréquences les plus élevées durant cette période correspondent 1 surtout aux vents de secteur est, viennent ensuite par ordre d'importance ceux des secteurs sud-est et nord-est. La fréquence la plus élevée est notée au mois de février (44, 1 %) qui 1 correspond au cœur de la saison sèche dans cette unité climatique. L'importance des vents de secteur est à sud-est est liée aux incursions du flux d'harmattan (tableau V). 1 A partir du mois de mars, la fréquence des vents de secteurs nord à est diminue progressivement. Le mois d'avril qui assure une transition avec les vents de secteur sud à 1 ouest n'enregistre plus que de très faibles fréquences encore liées au flux d'alizé. La tendance s'inverse totalement au cours du mois de mai avec une prédominance des vents 1 de secteurs sud à ouest, liés au flux de mousson. Ceux-ci dominent alors dans la région jusqu'en octobre. Les fréquences les plus élevées correspondent aux vents de secteurs sud- 1 1 78 1 •1

Il1 ouest et ouest. Ces vents de secteur ouest représentent 60 % des fréquences enregistrées Il au mois d'août. Le mois de novembre qui coïncide avec le balancement saisonnier du flux de mousson 11 et d'alizé traduit une mosaïque de circulation avec des fréquences sensiblement identiques pour les directions présentes. En décembre, la circulation d'alizé se rétablit et les vents qui .: lui sont liés reprennent leur cours. Cette évolution de la direction des vents est aussi notée à Bamako en domaine sud Il soudanien. A cette station, la prédominance des vents de secteur nord à est s'étale de novembre à avril. 11 On note une nette prédominance des vents de secteur est qui enregistre les plus fortes

1 fréquences. Celles-ci culminent au mois de mars avec 53,3 %. Le mois de mai est encore li marqué par une fréquence importante des vents venant de ce secteur (33.3 %), qui cèdent ensuite la place aux vents liés à la mousson de juin à octobre. Les fréquences les plus Il élevées correspondent aux vents de secteurs sud-ouest et ouest. Pour ce dernier secteur, les fréquences notées représentent respectivement 66,6 % et 11 50 % des fréquences du mois d'août et de septembre. Au mois d'octobre, le reflux de la

1 mousson vers le sud du haut bassin consacre les dernières fréquences importantes des 1 vents qui lui sont liés (33 % pour les vents de secteur sud). Les mois de novembre et décembre sont déjà sous l'influence des vents d'alizé. Les fréquences les plus notables sont 11 respectivement de 20 % pour ceux de secteur nord en novembre et 43,6 % des vents de secteur est en décembre. 1 En domaine nord-soudanien, la station de Tambacounda est soumise aux vents issus du flux d'alizé de novembre à avril. La fréquence la plus élevée revient aux vents de secteur li est (43,3 %) en février. Cependant, on enregistre à cette station de fortes fréquences des vents de secteur nord et nord-est notamment au mois de mars et d'avril. Leurs fréquences 11 sont de 16,6 % en mars-avril pour ceux du secteur nord et respectivement de 36,6 % et 16,6 11 % en mars et en avril pour le secteur nord-est et nord (tableau VI).

1 A partir de ce mois, l'influence des vents de secteurs sud à sud-ouest se fait sentir. Les vents à dominante ouest atteignent déjà une fréquence de 33,3 %. Ils se renforcent pour les 1 mois suivants où leur fréquence culmine dès le mois de mai avec 66,6 %. Le reste de la saison pluvieuse est une alternance entre les vents de secteurs sud-ouest et ouest jusqu'en 1 octobre. La fin de ce mois marque une brutale inversion de la circulation qui voit de nouveau 1 dominer les vents issus du flux d'alizé. Les fréquences des vents de secteur nord-est et est 11 79 Il 1 1 sont respectivement de 13,3 et 33,3 % en novembre. Elles atteignent 23,3 et 46,6 % en 1 décembre.

1 Tabl eau VI Frequenœ , d es ven t s d ominan t s d ans es domaines nor d sou danien . et sa h'I"e 1en Tambacounda Kiffa N NE E SE s sw w NW N NE E SE s sw w NW 1 Jan 10 26,6 43,3 - - - - - 12 52 36 - -- - 4 Fevr 10 20 30 --- - - 60 36 - - - - 4 Mars 16,6 36,6 3,3 - - --- 4 64 20 - - -- 4 1 Avr 16,6 16,6 3,3 3,3 33,3 13,3 - 72 12 - - - - - Mai - - - - - 23,3 66,6 3,3 8 12 - - - 20 60 4 Juin - - - - 3,3 26,6 53,3 3,3 -- - - 4 44 52 1 Juil -- - 3,3 6,6 16,6 50 3,3 - 4 -- 12 40 36 8 Août - - - - 13,3 23,3 46,6 - 12 40 48 --- - - Sept - - - - 10 10 50 3,3 - 40 48 - - - - - 1 Oct -- 3,3 - 3,3 16,6 60 3,3 - 20 36 4 - - - Nov - 13,3 33,3 20 - 6,6 3,3 - - 16 48 32 -- - - 1 Déc 6,6 23,3 46,6 6,6 - - - - 4 68 24 - - -- 4 A Kiffa, station caractéristique du domaine sahélien, les vents liés aux circulations 1 d'alizé sont beaucoup plus fréquents que nulle part ailleurs dans le haut bassin. A l'exception du mois de juin, les vents de secteur nord-est sont ainsi présents durant toute l'année. En 1 effet, Kiffa, à la lisière du domaine saharien, est frappé de plein fouet par l'harmattan issu de l'agglutination saharienne. Ce vent à dominante nord-est enregistre des fréquences 1 Supérieures à 50 % de décembre à avril. Ce mois enregistre d'ailleurs la fréquence optimale avec 72 %. L'importance de cette fréquence est imputable à la vigueur des tempêtes de 1 sable assez régulières durant ce mois. Les autres vents notés au cours de cette période sont surtout de secteur est. Leur 1 fréquence, plus faible que celle des vents déjà cités pendant la saison sèche, se renforce durant la saison des pluies. A cette période, ils enregistrent les plus fortes fréquences avec 1 respectivement 48 % en août-septembre et 36 % en octobre. Ces fréquences élevées sont liées aux vents qui accompagnent les lignes de grains, principales sources des pluies en 1 domaine sahélien. Les vents liés au flux de mousson sont assez réduits et n'enregistrent de fréquences significatives qu'entre mai et juillet. 1 A ce moment où ils dominent la circulation, on note des fréquences de 60 % en mai pour le secteur ouest et 44 % pour les vents de secteur sud-ouest en juin. Mais cette 1 prédominance est très brève puisque dès juillet, la fréquence de ces vents est déjà inférieure 1 à 50 %. Ce mois consacre en même temps leur disparition au profit des vents d'est. 1 80 1 11 1 IX. L'HUMIDITE RELATIVE. 1 L'humidité relative est le rapport entre le poids de la vapeur d'eau que contient l'air et celui qu'il contiendrait s'il était saturé à la même température (Ndiaye, 2004). Dans le haut 1 bassin, l'importance de l'humidité relative est fortement liée à l'influence de la mousson. Dans cette section, nous analysons l'humidité relative à travers les moyennes mensuelles. 1 Dans le domaine guinéen, les valeurs d'humidité relative moyenne sont sensiblement égales à Labé, Mamou et Siguiri avec cependant un léger relèvement pour Mamou. Ceci en 1 raison des précipitations plus abondantes à Mamou. Les valeurs maximales de l'humidité relative moyenne sont enregistrées en août dans les trois stations, Labé (82,4 %), Mamou 1 (83,4 %) et Siguiri (79 %). Les moyennes mensuelles minimales sont observées en janvier, février et sont de l'ordre de 42,8 % à Labé, 40,5 % à Mamou et 30,9 % à Siguiri. L'humidité 1 relative moyenne présente toujours des valeurs supérieures à la moyenne annuelle durant la saison des pluies, exceptées le mois d'avril qui marque le début de ladite saison. Cette Il saison qui se termine en octobre enregistre 66,98; 68,41 et 71,06 % de l'humidité totale annuelle respectivement à Labé, Mamou et Siguiri. Le degré hygrométrique est encore 1 important en novembre avec des valeurs sensiblement égales à la moyenne annuelle au niveau des trois stations. A partir de ce mois, les valeurs mensuelles baissent jusqu'au 1 prochain hivernage (tableau VII). L'analyse des valeurs aux stations de Bamako et de Kénieba renseigne sur les 1 variations de l'humidité relative moyenne mensuelle en domaine sud-soudanien. L'humidité relative est maximale à Bamako et Keniéba en août avec respectivement 1 79,3 % et 80,8 %. Le minimum est noté en février avec 21,9 et 28,6 % respectivement à Bamako et à Kénieba. En saison pluvieuse, l'humidité relative moyenne mensuelle est 1 toujours supérieure à la moyenne annuelle, excepté le mois de mai à Keniéba. Cette saison qui couvre la période mai-octobre concentre 69,73 et 65,14% du total annuel respectivement 1 à Bamako-Sénou et à Keniéba. Le taux d'humidité est encore important en novembre avec des valeurs proches de la moyenne annuelle. A partir de ce mois, les valeurs mensuelles 11 baissent jusqu'au prochain hivernage (tableau VIII). 1 Les stations de Kita et Tambacounda en domaine nord-soudanien présentent les 1 1 caractéristiques de l'humidité relative. L'humidité relative moyenne est maximale en août aux deux stations avec 80,7 et 61,3 1 respectivement à Kita et à Tambacounda. Elle est minimale aux mois de février à Kita (23,2%) et mars à Tambacounda (10,8%). Dans cette unité dimatique également, l'humidité 1 relative moyenne mensuelle est toujours supérieure à la moyenne annuelle pendant 1 81 1 11 11 1 l'hivernage. Cette saison qui dure 5 mois Ouin-octobre) concentre 61,88 et 71,86% du total 1 annuel à Kita et à Tambacounda. Le taux d'humidité en novembre bien qu'important est inférieur à la moyenne annuelle. A partir de ce mois, les valeurs mensuelles baissent li jusqu'au prochain hivernage (tableau IX). Le domaine sahélien est par prédilection celui des extrêmes climatiques du haut bassin. 1 L'humidité relative est analysée aux stations de Nara, Nioro du Sahel et Kiffa. Les valeurs de l'humidité relative dans cette unité climatique sont les plus faibles. En 1 fait, le domaine sahélien enregistre en dernier les apports de la mousson, ce qui se répercute sur les taux d'humidité reçue. La brièveté de la mousson dans cette région, et les conditions de ponction des autres facteurs thermiques qui sont ici beaucoup plus denses expliquent li1 cette faiblesse. Les taux maximaux sont notés au mois d'août et varient de 72,8 à Nara et 1 78,8% à Kiffa. La station de Nioro du sahel, ce taux est estimé à 73, 1%. Les minima sont notés aux mois de mars à Nara avec 19,9 % et avril à Nioro du sahel et à Kiffa avec 1 respectivement 22,5 et 26,9%. L'humidité relative moyenne présente toujours des valeurs supérieures à la moyenne annuelle durant la saison des pluies. Cette saison qui dure trois

1 ! mois Guillet-septembre) concentre 43,21 ; 41,95 et 40,42 % de l'humidité totale annuelle respectivement à Nara, Nioro du sahel et à Kiffa. Le degré hygrométrique est encore 1 important en octobre avec des valeurs supérieures à la moyenne annuelle au niveau des trois stations. A partir de ce mois, les valeurs mensuelles baissent jusqu'au prochain 1 hivernage (tableau X). L'analyse des valeurs mensuelles permet de faire les constats ci-après: 1 - la distribution de l'humidité relative mensuelle et les valeurs atteintes dans le haut bassin sont fonction de l'importance de la mousson et de sa progression. Les valeurs maximales 1 sont toutes notées au coeur de la saison pluvieuse, période pendant laquelle la mousson baigne la région. L'humidité de l'air est alors maximale ce qui concorde avec la période 1 1 des précipitations ; la diminution des taux d'humidité relative du sud au nord s'explique par la progression de 1 la mousson qui épuise progressivement son potentiel d'humidité. A cela, s'ajoute 1 l'intervention des autres facteurs (insolation, évaporation) qui favorisent la dispersion des valeurs extrêmes qui peuvent ainsi être tardives ou précoces d'une station à l'autre. Ce 1 sont par ailleurs ces facteurs qui confèrent à l'humidité relative ces faibles valeurs en saison sèche. 1 1 82 1 ~ 1 X. L'INSOLATION. 1 Il s'agit de l'exposition à l'action des rayons solaires. Du point de vue météorologique, c'est la durée exprimée en heure, au cours de la laquelle, le soleil a été visible. Les mesures 1 d'insolation sont relativement récentes dans le haut bassin et sont effectuées grâce aux héliographes. 1 En domaine guinéen, les maxima sont notés en janvier avec 264,9 et 256,9 heures d'ensoleillement respectivement à Labé et Siguiri. Il existe un maximum secondaire qui 1 intervient en mars avec 258,3 et 241,7 h enregistrés respectivement à Labé et Siguiri. Le minimum principal est de 142,9 heures pour Labé et 184 heures pour Siguiri. Il survient pour 1 les deux stations en août qui correspond au cœur de la saison pluvieuse caractérisée par une importante couverture nuageuse qui réduit l'insolation. Le minimum secondaire est 1 observé au mois de février à Labé (241,2h) et décembre à Siguiri (233, 1h). Les moyennes annuelles pour les périodes considérées sont de 211,3 et 226 heures à Labé et Siguiri 1 (Tableau VII). En domaine sud-soudanien, la station de Bamako-Sénou enregistre son maximum en 1 janvier (273,9 h). Par contre, le maximum de Keniéba est tardif et survient en mars (277,5 h). Le maximum secondaire est observé en novembre (257,3 h à Keniéba) et décembre (267h à 1 Bamako-Sénou). Le minimum survient en août aux deux stations avec respectivement 197,2 h à Bamako et 167,2 h à Kénieba. On observe un minimum secondaire en décembre. Les 1 moyennes annuelles pour les périodes considérées sont respectivement de 245, 1 h à Bamako-Sénou et 238,4 h à Kénieba (tableau VIII). 1 En domaine nord-soudanien, la station de Kita enregistre son maximum en janvier (281, 1 h) ; celui de Tambacounda est tardif et survient en mars (302 h). Le minimum survient 1 en août aux deux stations avec respectivement 196,2 h à Kita et 210 h à Tambacounda. Le minimum secondaire intervient en février. Le maximum secondaire qui correspond au début 1 de la saison sèche est noté en novembre à Tambacounda avec 257,9 h et décembre à Kita avec 268,3 h. Les moyennes annuelles pour les périodes considérées sont respectivement 1 de 252, 1 h à Kita et 254,7 h à Tambacounda (tableau IX). Pour le domaine sahélien, les stations de Nioro du Sahel et de Nara enregistrent leur 1 ! maximum en mars avec respectivement 286 et 285,5 h. Le maximum secondaire est noté en 1 octobre aux deux stations avec 259,5 et 269,9 h à Nioro du sahel et Nara. Le minimum est 1 1 83 1 11 1 1 Lab61~-2001 1 250 1 150 ------

1 100 151 > ;;: ~ u > > u .. > :, ~ u - - ...... u :,"' 0 0 .... : ...... ~ .. E "" ... "' .. - .... -~"' .. .. > .... -.. .. > E - .. .. - "' - ..- - - "' 1 TllllbacCM(1991-200~

1 300 -··------

1 1

1 220 ------

1 188 ,.. 150 > > u > -> u u .. > CO .. "' :, ... C :, :, "' ... .. ""0 0 ...... :, 0 "' .. .. ,...... -.. .. E ...... -~ - -.. .. - .. > -E .. C E .. C - 1 - - Nn (ml-21Œ) 1 300~------

1 ..,, ,::- .. C -~260 ·f260 .. :: 1 ..: .!: 1 220 228 > ·- C: ... u > C: ... u > > CS u >- > CS u C :, ... C: .. ... :, ...... 0 .. ... - .. E .=...... I!! .=. - .. .. > ...... > ... 1 -E - - C E - C 1 Figure 13: Insolation mensuelle dans différentes stations des hauts bassins des fleuves également noté en août à Nioro du Sahel (244,7 h) et Nara (230,5 h). Le minimum 1 secondaire est observé en septembre avec 248,2 et 241,3 h respectivement à Nara et Nioro 1 84 1 1 1 du sahel. Les moyennes annuelles pour les périodes considérées sont respectivement de 1 256, 1 h à Nioro du sahel et 261,5 h à Nara (tableau X). La répartition mensuelle, l'insolation connaît une évolution bimodale à toutes les stations 1 (figure 13). Les maxima principaux sont enregistrés en saison sèche caractérisée par une température élevée, une domination du flux d'harmattan et une humidité relative faible. Ils 1 sont notés en janvier en domaine guinéen et en mars-avril en domaine soudanien et sahélien, exceptées les stations de Bamako et de Kita qui enregistrent leurs minima en 1 janvier comme dans le domaine guinéen. Les maxima secondaires interviennent en mars à Labé et en octobre-novembre aux autres stations. Les minima principaux surviennent au 1 coeur de la saison des pluies surtout en août. Les minima secondaires liés aux pluies extratropicales sont enregistrés au mois de décembre ou février. Ces différents minima 1 s'expliquent par la couverture nuageuse plus ou moins dense qui caractérise ces périodes. La diminution de ces valeurs au-delà de ces mois en domaine sahélien ne peut être 1 expliquée que par une humidité plus importante de l'air. L'importance des poussières atmosphériques fréquentes à cette latitude en est sans doute responsable. Les moyennes 1 annuelles d'insolation augmentent selon un axe sud-nord du domaine guinéen vers le domaine nord-soudanien. Enfin de l'importance de l'insolation, dépendent les conditions 1 d'évapotranspiration dans le haut bassin.

1 XI. EVAPOTRANSPIRATION POTENTIELLE. Les hydrologues désignent par évaporation, l'ensemble des phénomènes qui 1 transforment l'eau en vapeur, par un processus spécifiquement physique. De grandes quantités d'eau sont évaporées par le processus de transpiration des plantes (figure 14), qui !I par leurs racines vont puiser dans la profondeur du sol, cette évaporation (biologique) est

1 appelée transpiration. Evaporation et transpiration sont regroupées sous le nom 1 d'évapotranspiration (Aidaoui, 1994). L'évapotranspiration est calculée par différentes formules (C. W. Thomthwaite, 1939; L. 1 Turc, 1953 1 et H. L. Penmann, 1956) ce qui contribue à accroître la diversité des informations recueillies à travers les réseaux de mesures. 1 La méthode du bilan hydrique de Thomthwaite retrace le schéma des échanges et du transfert des eaux à l'intérieur d'une région. Elle a été utilisée par plusieurs auteurs en 1 Afrique de l'Ouest pour le calcul du bilan hydrologique. Elle repose sur une estimation de l'évapotranspiration réelle (ETR) et de l'évapotranspiration potentielle (ETP) et permet une 1 estimation globale de l'infiltration sur une zone déterminée. 1 85 1 1 1 La formule de Turc très empirique repose essentiellement sur les températures et la 1 durée de l'insolation. Elle ne fait intervenir l'humidité relative que pour les mois où elle est inférieure à 50%. Or, en milieu tropical, les températures varient peu, ce qui limite 1 l'application de cette méthode. Par contre, la formule de Penmann repose sur une évaluation rigoureuse du bilan 1 énergétique de la surface évaporante. Elle reflète mieux ainsi la réalité de l'évapotranspiration potentielle en intégrant plusieurs paramètres parmi lesquels en plus de 1 ceux de Turc, la radiation solaire globale, l'albédo, la vitesse du vent, ... 1\ Précipitations 1 li ! / Transpiration Evoporaiion de 1 'la canopée ' 1 1 1 vap or ation du sol t 1

Figure 14 : Eléments intervenant dans les concepts d'interception et d'évapotranspiration 1 (Musy, 2003) Dans les régions tropicales et arides, l'ETP peut représenter entre 50 % et 90 % du 1 bilan hydrique (Derive, 2003 cité par Le Lay, 2006 ; Ardoin-Bardin, 2000). Il s'agit donc d'une variable clef du bilan hydrique de ces régions. Les prélèvements par l'atmosphère dépendent 1 de plusieurs facteurs souvent interdépendants dont la durée de l'insolation, les températures, la circulation atmosphérique, la continentalité ou la proximité du littoral. L'évolution 1 saisonnière de l'évapotranspiration potentielle (ETP) et de la température sont similaires. En domaine guinéen, les valeurs maximales de l'évapotranspiration potentielle 1 mensuelle se situent en saison sèche (mois de mars) et varient entre 155,9 mm à Labé, 181 mm à Mamou et 207,8 mm à Siguiri. Tous les maxima correspondent à ceux des 1 températures sauf à Labé. Les minima se situent en août pour les trois stations avec 1 86 1 • --- -- Il respectivement 111 mm pour Labé, 103 à Mamou et, 124, 7 mm pour Siguiri. Ces minima 1 correspondent au maximum d'installation de la mousson qui joue sur le taux d'hygrométrie et les températures (tableau VII). 1 Dans les domaines soudaniens, le maximum est enregistré en mars (231mm à Bamako-Sénou). Par contre, le minimum survient en août 129,6 mm à Bamako. Au nord à 1 Tambacounda, le maximum est enregistré en (215mm). Le minimum intervient en septembre (120mm), tableaux VIII et IX. 1 Dans le sahel, l'ETP maximum survient en mai et varient entre 242,4 mm à Kiffa, 247,7 mm à Nara et 272,8 mm à Nioro du sahel. Les minima interviennent en septembre à Nara 1 (154,6 mm) et décembre avec 150,5 et 143,9 mm respectivement à Nioro du sahel et Kiffa li (tableau X). ! XII. VUE SYNOPTIQUE DES DIFFERENTS PARAMETRES 1\ CLIMATIQUES Après l'analyse de chacun des paramètres climatiques, il nous parut pertinent d'avoir 1 une vision croisée de ces paramètres qui sont interdépendants. Les tableaux VII, VIII, IX et X permettent de suivre cette évolution que les figurent 15, 16, 17 et 18 illustrent. 1 L'analyse de l'humidité relative, de l'insolation et de l'évapotranspiration dans le haut bassin permet de mieux comprendre le rôle de ces éléments. Les caractéristiques de 1 l'humidité relative et de l'insolation, dépendent des masses d'air qui circulent dans le haut bassin et des saisons climatiques qu'elles déterminent. Lorsque les masses d'air en 1 provenance du sud intéressent la région, l'humidité de l'air qui l'accompagne s'accroît avec l'épaisseur de la mousson et sa remontée vers le nord. Au maximum de la translation du flux 1 de mousson au mois d'août, l'humidité relative et l'évapotranspiration, elles aussi enregistrent leurs plus forts taux. 1 Les conditions météorologiques imposent une couverture nuageuse qui contribue à diminuer la radiation solaire et l'évaporation. Les plus faibles valeurs de ces deux éléments 1 sont ainsi enregistrées au mois d'août. Par contre en saison sèche, le retrait de la mousson rétablit dans la région une circulation d'alizé. L'humidité relative liée aux vents de secteur 1 nord-est est très faible en raison de l'origine de ces vents vecteurs de poussières (brume sèche). Les taux d'humidité relative sont alors très faibles. Par contre, l'insolation et 1 l'évaporation s'accroissent durant cette période pour atteindre leurs plus fortes valeurs. La combinaison de ces différents éléments avec les facteurs climatiques principaux que 1 sont la pluviométrie et les températures conditionne ainsi l'écoulement. Lorsque cette 1 87 1 li 1 Tab eau VII: parametres climatiques du d omaine guineen Labé janv fevr mars avr mai juin iuil août sept oct nvbre déc année Période 1 Hm(%) 46.7 42.8 44.0 52.6 64.2 74.9 81.3 82.4 80.5 75.9 64.3 54.5 63.7 1971-02 Tm (0 c) 20.1 21.7 23.6 25.0 24.5 22.7 21.7 21.5 21.6 21.7 20.8 19.6 22.0 1939-08 1 lnsm (h) 265.0 241.2 258.3 234.6 205.7 185.5 152.0 142.9 161.2 198.0 237.3 254.1 211.3 1981-01 Vm (mis) 2.8 2.8 3.0 2.7 2.5 2.4 2.3 2.4 2.4 2.4 2.6 2.8 2.6 1971-04 ETP (mm) 144.5 134.3 155.9 142.4 134.1 115.4 113.9 111.1 117.9 133.4 137.4 138.8 131.6 1 Mamou janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc année Période Hm(%) 40.6 43.3 48.7 58.6 70.6 79.4 82.6 83.3 80.9 77.2 64.8 48.6 64.9 1971-90 1 Tm (0 c) 23.0 24.8 26.1 26.2 24.9 23.4 22.5 22.3 22.7 23.3 23.3 22.5 23.8 1924-08 Vm (mis) 3.2 3.5 3.2 2.8 2.3 2.3 2.5 2.4 2.2 2.3 2.5 3.2 2.7 1971-04 ETP (mm) 143.1 145.8 181.0 171.6 151.0 122.4 106.0 103.0 107.4 120.0 127.0 133.0 134.3 1 Siauiri ianv fevr mars avr mai iuin iuil août sept oct nvbre déc année Période Hm(%) 34.3 30.9 34.4 46.5 58.3 71.1 71.1 79.0 76.6 68.9 52.9 39.5 55.3 1971-00 1 Tm (0 c) 25.0 27.5 29.8 31.0 29.6 27.0 25.4 25.1 25.6 26.8 26.4 24.7 27.0 1943-08 lnsm (h) 257.0 236.4 241.7 218.5 227.8 219.1 190.6 184.0 208.2 241.7 254.0 233.1 232.2 1973-96 Vm (mis) 2.9 2.9 2.7 2.7 2.7 2.5 2.5 2.3 2.3 2.0 2.5 2.7 2.6 1971-04 1 ETP(mm) 182.2 183.4 207.8 197.9 186.7 144.9 138.9 124.7 129.5 146.3 159.6 169.4 164.3 Tableau VIII· paramètres climatiques du domaine sud soudanien .. mako janv fevr mars avr mai um juil ~oût ,ept oct vbre ~éc mnée Période 1 Hm(%) 25.9 21.9 23.9 37.2 52.0 66.6 76.6 79.3 77.3 65.7 42.1 30.2 49.9 1975-08 Tm(0 c) 25.1 27.9 30.5 32.0 31.6 29.0 26.7 26.1 26.6 27.8 26.9 25.1 27.9 1950-08 lnsm(h) 274.0 255.3 271.0 243.0 247.5 238.5 212.3 197.2 217.9 252.8 264.9 267.0 245.1 1950-08 1 ll'm(m/s) 2.8 2.9 2.8 2.7 2.8 2.6 2.3 2.1 1.9 1.7 2.1 2.6 2.4 1950-08 TP(mm) 182.4 191.9 231 219.6 211.6 168.5 139.7 129.6 131.9 148.9 160.9 174.3 174.2 1975-08 .. ~eniéba janv fevr mars avr mai JUtn juil août sept oct nvbre déc année Période 1 Hm(%) 33.3 28.6 29.1 34.4 47.9 67.5 78.5 80.8 80.1 74.6 59.8 44.5 54.9 1960-03 Tm(0 c) 26.6 29.0 31.2 32.9 32.9 29.6 27.1 26.6 27.0 27.7 26.6 25.4 28.6 1950-08 1 lns(h) 267.1 256.8 277.5 268.3 266.9 230.7 189.5 167.2 197.1 237.4 253.7 248 238.4 1961-90 lm (mis) 1.86 2.02 1.72 1.49 1.37 1.06 0.84 0.67 0.76 0.76 0.63 1.15 1.2 1961-90 TP(mm) 154 161 161 178 168 132 113 108 111 117 113 123 136.6 1951-80 1 Tableau IX: arametres' chmat1 ues du domaine nord soudanien Kita janv fevr mars avr mai juin juil oct nvbre déc année Période 26.6 23.2 23.3 30.8 45.5 64.5 76.3 69.3 46.4 31.8 49.7 1956-08 1 28.4 30.8 32.7 32.4 29.2 26.6 25.8 26.2 27.4 26.7 25.2 28.1 1950-08 267.6 278.7 262.9 261.1 243 215.8 196.2 224 255.7 268.3 271 252.1 1961-90 1.13 1.38 1.30 1.18 1.13 0.79 0.66 0.55 0.67 0.66 0.95 1.0 1990-08 1 159 189 183 180 145 126 110 114 122 135 121 143.4 1961-91 anv fevr mars avr mai ·uin juil août sept oct nvbre déc année Période Hm%) 11.6 11.2 10.8 13.1 20.6 38.9 57.2 61.3 61.3 45.3 22.0 14.1 30.6 1960-90 1 Tm °C) 25.7 27.8 29.9 32.0 33.0 30.7 28.2 27.3 27.7 28.5 26.6 25.1 28.5 1950-08 lnsm (h) 267.3 259 302 292.1 283.6 239.6 223.5 210 219.7 253.7 257.9 247.8 254.7 1991-07 Vm (mis) 2.7 2.6 2.5 2.3 2.7 2.8 2.3 1.9 1.5 1.5 1.5 2.3 2.2 1991-07 1 ETP(mm 147 156 196 205 215 191 160 144 120 149 129 135 162.3 1961-90 1 1 88 1 1 1 Tableau X : paramètres climatiques du domaine sahélien 1 Nara janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc année Période Hm(%) 26.0 21.6 19.9 21.8 29.2 44.3 62.9 72.8 65.4 43.9 29.5 28.2 38.8 1980-08 Tm (°C) 23.1 25.9 29.0 32.3 34.2 33.1 29.7 28.2 29.1 30.0 27.1 23.6 28.8 1950-08 1 lnsm (h) 268.1 256.5 285.5 272.0 268.4 251.8 248.8 244.7 248.2 269.5 269.1 255.5 261.5 1950-05 Vm (mis) 2.4 2.5 2.5 2.5 2.5 2.8 2.6 2.0 1.7 1.6 2.0 2.2 2.3 1950-08 1 ETP (mm) 160.2 169.8 216.3 233.6 247.7 226.2 183.1 155 154.6 175.3 171.4 157.3 187.5 1980-08 Nioro janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc année Période Hm(%) 28.6 24.6 23.1 22.5 28.0 45.5 62.2 73.1 68.8 48.0 31.5 30.5 40.5 1950-08 1 Tm (0 c) 22.7 25.6 28.8 32.2 34.5 33.3 29.7 28.0 28.8 30.0 27.1 23.1 28.6 1950-08 lnsm (h) 261.5 250.9 286.0 276.4 266.4 252.1 245.2 230.5 241.3 259.5 258.1 249.9 256.5 1950-05 Vm (mis) 3.0 2.7 2.9 2.9 3.1 3.7 3.6 2.7 2.1 1.7 1.8 2.1 2.7 1950-08 1 ETP (mm) 173.3 171.7 227.1 248.2 272.8 247.7 199.4 156.5 154.3 174 162.4 150.5 194.8 1950-08 Kiffa janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbre déc année Période 1 Hm(%) 35.8 32.3 29.3 26.9 29.7 44.8 65.6 78.8 76.5 51.4 38.3 37.2 45.5 1970-07 Tm (0 c) 22.9 25.6 28.9 32.8 35.5 36.0 33.3 31.4 32.0 32.1 27.9 23.8 30.2 1970-07 V (m/s) 2.5 2.4 2.2 2.1 2.3 2.7 2.9 2.2 1.7 1.5 1.9 2.1 2.2 1970-07 1 ETP (mm) 149.2 151.4 190.5 212.6 242.4 231.2 194.3 152.0 147.9 168.9 157.5 143.9 178.5 1970-07 1 combinaison est favorable, les modalités de l'écoulement fluvial s'en trouvent accrues. En revanche lorsque celle-ci est défavorable, elle impose une forte indigence aux cours d'eau. I' 1 1 1 11 11 1 1 1

i Il 1 89 1 1 1 1 1 1\

li août sept oct nvbn: déc janv fuvr juin juil 1 Mamou

9().-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~---.200 1 80 ------180 m- ~ 140 1 120 ______.__.--- ______------100 80 ~ ------:------:::------:------~------~----60 1 1 ------~------°------______c______f,: ___ _ 20 ------40 10 ------20 1 O+-~~.--~-,-~~-.-~~--,-~--,,--~---r-~~-,-~~.-~--,~~-.--~~-,--~---t-0 janv fevr avr mai juin juil août sept oct nvbr déc 1 1-•-Hm(o/o)-Tm{°c) ~Vm(m/s)"'10-0-EI'P(DD11) f Siguiri

1 60 250 50 200 ~ ------j 1 é 40 F< 150 ~ l 30 i:.. 100 1 20 10 50

1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nvbr déc

1 Figure 15 : Evolution des moyennes mensuelles des paramètres climatiques dans le domaine guinéen 1 1 1 90 1 1 1

Bamako Sénou 90 1 80 250 70 60 200 :i! 1 50 J 1 150 40 ~ ~ 30 ... 100 1 20 50 10 ······ ...... 0 +-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~-+-~~~o 1 janv :fevr nvbre déc

Keniéba 1 90 80 70 60 1 ; 50 40 .. iS 30 20 ·········Di··-- 6 .. 6 6: 50 1 10 ______...... ------6 ---~ .. --. . ····.o.················· -ô.______. .... 0 +-~~-,-~~-.-~~-....~~---,-~~--,-~~--,~~~.--~~.--~~-.-~~-.-~~-,-~~~o 1 janv fevr nvbre déc Figure 16 : Evolution des moyennes mensuelle des paramètres climatiques dans le domaine sud soudanien

1 Kita

80 250 1 70 ···························· 60 ..... 200 ~ 50 J i5 150 ~ f 40 1 30 100 20 ····················································· .o. 50 10 ...... A ...... A...... A ...... tlb- ····························································································-······ a :6 6 6 b 1 O+-~~~~~~~~-,-~~-,-~~-.-~~-.-~~-r~~-r~~-r~~-r~~---,-~-.--+-0 janv :fevr avr mai juin juil aoOt sept oct nvbre déc 1 !-Hm(%) -Tm(°C)-Vm(mfs)*10 ~Insm(h) ~ETP(mm) 1 Tambacmmda

60 1 ,o ································ 2,0 ~ 40 200 ! ; 30 1,0 ; 1 20 100 10 ...... ················ .. ··················· ················ ······························ ······················· ,o o+-~~-,-~~-.-~~-....~~---,--.-~--,--.-~--,~-.-~.--~-.-,--~~-,-~~-.-~~-,-~-.--+O janv avr mai juin juil aoOt sept oct nvbff: déc

1 I--Hm(%) -Tm(0 C) -Vm(mls)*lO -o--Insm(h) -0--ETP(mm) 1 Figure 17 : Evolution des moyennes mensuelle des paramètres climatiques dans le domaine nord 1 soudanien 1 91 1 1 1

Nara 1 80~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~300 70 250 (,() 1 200 ~ 50 !li = $ 40 150 .... ~- 1 .1 J!f 30 100 20 .. 50 1 10 O+-~---.~~-.-~~-,--~~..--~-.-~~-.--~~..--~-.-~~-.--~~,--~--.-~~-+O janv fevr mars avr mai juin juil aoOt sept oct nvbre déc

11 /-•-lhn(o/o)-Tm(°C)-6-Vm(m's)*lO-O-lnsm(h)-O-EfP(nnn) /

li Nioro du sahel 8()-.-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~-,-350

70 300 1 (,() 250 ~ 50 200 !li ..5 1 $ 40 150 ~ l 30 100 1 20 10 .... ······························································ 50 O+-~---.~~-.-~~-,--~...... --~-.-~~--.-~~..---~--.--~~-.-~~-,--~--,-~--,--+O 1 janv fevr mars avr mai juin juil aoOt sept oct nvbre déc 0 j lj l-•-lhn(o/o)-Tn( c)-6-Vn(m's)*l0-0-lnsn(h)-O-EfP(nm) Kiffa

90~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~300

80 1 250 70 = (,() 200 > 50 1 é 150 ~ i 40 1 30 100 20 50 10 1 o..,.._~---.~~-.-~~~~~..--~-.-~~--.-~~~~--.-~~--.-~~-,--~--.--~~--+O janv fevr mars avr mai juin juil aoOt sept oct nvbre déc 1 Figure 18 : Evolution des moyennes mensuelle des paramètres climatiques dans le domaine sahélien 1 1 92 1 11 1 1 CHAPITRE Il : ANALYSE DE LA PLUVIOMETRIE

1 XIII. DONNEES DE BASE PLUVIOMETRIQUES. 1 Les pluies sont des phénomènes essentiellement variables dans l'espace et le temps. Une bonne connaissance des manifestations pluvieuses s'appuie sur un suivi permanent et 1 global des événements pluvieux. Ceci nécessite des systèmes de surveillance, de mesure et cartographie par radar couvrant de vastes régions. Le suivi pluviométrique dans le bassin du 1 fleuve Sénégal se fait à travers des postes pluviométriques répartis dans les quatre pays riverains. Pour l'analyse de la pluviométrie du haut bassin du fleuve Sénégal, nous avons 1 retenu les informations disponibles représentatives de la zone de l'étude. 1 x111.1 Choix des stations et de la période de l'étude. Le fleuve Sénégal est le plus étudié en Afrique de l'ouest. Les observations 1 pluviométriques dans le bassin du fleuve Sénégal sont assez anciennes. Elles remontent à 1850 à Saint-Louis et au début du 19èrne siècle pour les principales stations du bassin comme 1 Bakel (1918), Labé (1923) et Kayes (1895). Le réseau pluviométrique du bassin compte 262 stations situées en grande partie dans le haut bassin. La durée des observations varie entre 1 une centaine d'années (Kayes) et quelques années pour les stations les plus récentes. Les observations ont connu des ruptures plus ou moins longues liées aux événements 1 historiques (guerres, instabilités, famines, manque de moyens). Une année est considérée complète quand tous les jours sont renseignés. Une année est lacunaire quand tous les jours 1 ne sont pas renseignés. La pluie journalière (hauteur précipitée en 24 heures) est considérée comme données de base. La pluie moyenne mensuelle est la somme des pluies journalières 1 enregistrée dans le mois ; et la pluie moyenne annuelle, la somme des moyennes 1 mensuelles. Les données pluviométriques journalières recueillies proviennent des services 1 météorologiques des pays membres de l'Organisation pour la Mise en Valeur du fleuve Sénégal (OMVS). Il s'agit des Directions de la Météorologie Nationale (DMN) de la Guinée, 1 du Mali et du Sénégal et de la Société des Aéroports de la Mauritanie (SAM) au sein de laquelle est logé le Service Météorologique. Les données recueillies sont de longueur et de 1 qualité variables selon les pays. Elles ont été mises en forme à l'aide de macros Excel ensuite importées dans le logiciel Hydraccess pour servir de base aux différents traitements 1 requis. Pour disposer de séries pluviométriques conséquentes de bonne qualité pour notre 1 93 1 ~

~ étude, les séries émanant des stations trop éloignées du haut bassin ou trop lacunaires ont 1 été écartées. La période 1931-2005 a été retenue de manière à couvrir le plus grand nombre 1 possible de postes représentatifs des unités climatiques du haut bassin du fleuve Sénégal. 1\ Ainsi 48 points de mesures (stations synoptiques, stations climatologiques et postes i pluviométriques) disséminés dans le haut bassin et aux alentours ont été retenus. Ces 4 I\ stations sont reparties comme suit :

1 - 13 points de mesures dans le domaine guinéen, tous situés en Guinée, sauf Faléa Il situé au Mali. La durée d'observations au niveau de ces stations varie de 87 ans à 47 ans 1 respectivement à Labé et Dinguiraye, avec une moyenne de 70 ans. Les lacunes ont varié entre 34% et 2% respectivement à Dinguiraye et Mamou pour une moyenne de 14%.

1 - 1O points de mesures dans le domaine sud soudanien, situés au Mali (6) et au Sénégal (4). Ils ont la plus petite période d'observations avec une moyenne de 54 ans, pour 1 des durées d'observations variant de 87 ans (Kédougou) à 40 ans (Guéné-goré), et une lacune moyenne de 15, %. La station de Bamako Sénou présente le plus faible taux de 11 lacunes (0, 14%) tandis que celle de Guéné-goré à le plus fort taux de lacune (27%). 1 - le domaine nord soudanien est caractérisé par 10 points de mesures situés au Mali, à l'exception de Tambacounda (au Sénégal) qui a le plus faible taux de lacunes (0,30 %). Ces Il points de mesures ont 59 ans de période moyenne d'observation avec une plage variant de 41 à 84 années respectivement à Sadiola et à T ambacounda. Ils enregistrent des taux de 1 lacunes moyens de 15%, avec un taux maximum de 28 % à Oualia.

- 15 points de mesures permettent d'analyser la pluviométrie dans le domaine sahélien. 1 Ils sont repartis entre le Mali (7), la Mauritanie (5) et (3) au Sénégal. La durée des périodes d'observations varie entre 90 et 33 ans respectivement à Boghé et Kiffa, avec une moyenne 1 de 61 ans. Avec une moyenne de 13%, les lacunes ont fluctué entre 27% enregistré à 1 Kouniakary et 0% à Kaédi et Nara. Notons également le faible taux de lacune à Bakel (3% ).

1 4 Cette démarche s'inspire des travaux de Dione (1996) sur les hauts bassins des fleuves Sénégal et de la Gambie; selon l'auteur, la latitude a été privilégiée dans cette subdivision en domaine pluviométrique du fait que la pluie évolue des latitudes sud vers les latitudes nord suivant la trace au sol de l'Equateur Météorologique 1 et elle-même dépendant des mécanismes généraux du climat, comme précédemment décrit dans la première 1 partie de ce mémoire. ~,1 94 •i 1

Tableau V: Postes pluviométriques retenus 1 Altitude Année de Nombre d'années Stations Latitude Longitude fm) création observées Lacunes f%l Labé 11,32 -12,30 1025 1903 87 17 1 Mamou 10,37 -12,08 728 1921 85 2 Dabo la 10,75 -11, 12 438 1923 78 11 Dalaba 10,72 -12,25 1202 1933 74 3 Dinouirave 11,30 -10,72 490 1922 47 34 1 Faranah 10,33 -10,70 467 1923 80 5 Kankan 10,38 -9,30 376 1922 74 13 Kouroussa 1065 -988 1922 60 7 1 Pita 11,08 -12,25 965 1925 84 2 Tououé 11,43 -11,67 868 1922 63 22 Siguiri 11,43 -9,17 361 1922 65 19 1 Mali 12,13 -12,30 1464 1931 60 26 Domaine Guinéen Faléa 1227 -11 28 455 1950 49 30 Fonoolimbv 1242 -12,02 396 1963 55 13 1 Bamako - Sénou 12 53 -795 377 1950 59 0 Bamako - a aero 12,63 -8,03 331 1919 70 6 Bafino Makana 1255 -10,25 239 1963 40 7 1 Domaine sud Kédouoou 12,57 -12,22 178 1919 87 18 soudanien Sagabari 12,60 -9,80 332 1959 45 23 Guene-gore 12,73 -11,02 240 1956 40 27 1 Kati - haut 12,73 -8,07 430 1958 42 19 Sarava 12,78 -11,78 186 1948 46 17 Kénieba 12,85 -11,23 136 1942 51 17 1 Kita 13,07 -9,47 328 1931 70 12 Faladyé 13,13 -8,35 337 1931 56 23 Gourbassi 13,40 -11,63 79 1956 44 19 1 Tambacounda 13,41 -1346 49 1921 84 0.30 Domaine nord Toukoto 13,45 -990 177 1933 58 9 soudanien Kolokani 13,58 -8,03 399 1923 69 14 1 Oualia 13,60 -10,38 130 1959 55 28 Bafoulabé 13,80 -10,83 104 1933 65 7 Galouoo 1383 -11,07 91 1950 46 20 1 Sadiola 13,90 -11,70 120 1959 41 22 Dia mou 1410 -11,27 60 1951 40 27 Goudirv 14,18 -12,72 59 1940 51 10 1 Oussoubidiagna 1425 -10,47 259 1951 28 20 Kayes 1443 -11,43 46 1895 88 23 Kîdira 14,47 -12,22 35 1919 87 5 1 Koniakarv 14,57 -10,90 81 1955 28 27 Ambidédi 14,58 -11,78 30 1951 42 18 Domaine sahélien Sandaré 14 72 -1030 281 1950 50 25 1 Bakel 14,90 -12,47 25 1918 88 3 Nara 15,10 -7,17 263 1930 59 0 Sélibaby 15,23 -12, 17 60 1933 63 19 1 Nioro du sahel 15,23 -9,60 235 1919 59 0 Kîffa 16,38 -11 24 115 1922 33 12 Kaédi 16,90 -13,30 25 1919 90 0 1 Boohé 16,57 -14,28 11 1921 76 14 1 95 1 i 1 1 La différence entre la longueur des séries est une source inévitable d'hétérogénéité qui 1 vient se superposer aux incertitudes liées autant au système d'acquisition qu'au caractère individuel des mesures. Le choix d'une prise en compte hétérogène des séries a été dicté 1 par la rareté des observations dans certaines localités et les interruptions notées lors de ces mesures. L'étude de Coly (1996) en fait d'ailleurs une bonne critique, avec les répartitions 1 suivantes sur les principaux cours d'eau : la Falémé 10,5 %, le Bafing 7,02 %, le Bakoye 22, 1 %, le Sénégal 31,58 %, la vallée 28,0 7%. Il est à noter la valeur insignifiante du Bafing, 1 principal affluent du Sénégal, sur lequel se trouvent le barrage de Manantali et deux sites de 5 projets d'aménagement hydroélectriques situés à l'amont du barrage de Manantali . 1 Afin de disposer d'un nombre de postes d'observations représentatifs de la diversité des unités climatiques du haut bassin, des stations situées aux environ ont été retenues pour 1 compléter la série de certains postes géographiquement isolés dont les relevés sont indispensables pour une bonne couverture de l'ensemble du haut bassin. 1 Le tableau 11 récapitule pour chaque station son domaine climatique, ses coordonnées géographiques, son altitude, sa date de création, le nombre d'années d'observations ainsi 1 que le taux de lacunes de ces observations. La figure 19 indique l'emplacement des postes 1 de mesure. 1 1 5 : il s'agit du site de Koukoutamba dont les études Avant Projet Sommaire et Avant Projet Détaillées et Dossiers 1 d'Appel d'Offres (APS/APD/DAO) ont été réalisées en 2012, par le bureau d'étude TRACTEBEL Engineering; et du site de Boureya dont les études Avant Projet Sommaire ont été réalisées en 2012 par SOGREAH/ARTELIA. 1 1 1 1 1 1 96 1 11 1 • 1 laltdl 1 ..... 1 • • ~· •1œ, ...... 001dr1 1 • ,... ,.. Dlnll' '•o,uo1bllllag1a Gi1°1'1:1a1b • •lie • Postes pluvlometrlques .0 •• 111 Haut bassin •TDno1> C=:J 1 Klla• • sag-i,n 1 lafllg ••••• 1

KDIIOl'H 0 70 140 Km 1 .... ,. IQ·v· l!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!liiiiiiiiiiiiiiiil

1 1 Figure 9: Carte du réseau pluviométrique du haut bassin du fleuve Sénégal. 1 x111.2Critique et homogénéisation des données.

1 Les données recueillies passent par diverses opérations (lecture, transcriptions sur divers supports et saisie) depuis leur collecte jusqu'à la saisie dans les banques de données. 1 Chacune de ces étapes peut induire des erreurs. Il peut s'agir d'erreurs systématiques de lecture, ou celles résultant de l'utilisation d'éprouvettes inadaptées (Brunet MORET, Y 1 1968); d'où la nécessité de les critiquer.

1 La contrainte liée à l'hétérogénéité des données critiquées peut être levée en les soumettant à une analyse sévère suivie d'éviction quand elles s'écartent trop de la réalité, de 1 corrections prudentes quand la nature systématique des erreurs détectées le permet, de message d'alerte quand la valeur qui suscite des interrogations peut-être admise localement. 1 L'ensemble de cette démarche est appelé homogénéisation des données pluviométriques 1 (Hiez, 1977). 1 97 1 11 1 Il existe plusieurs méthodes pour homogénéiser les données, la plus courante est la 1 méthode de double cumul ou « double masse » (Brunet MORET, Y 1971 ). Elle est basée sur la comparaison du cumul de pluies annuelles d'une station à celui d'une autre station, de la 1 même zone climatique et homogène dans le temps. Mais comme on ne sait pas a priori quelle station est homogène et qu'en fait, il faut les soupçonner toutes de défaut, la méthode 1 des doubles cumuls s'avère difficile à appliquer. Ceci nous a amené à appliquer la méthode du vecteur de référence. Elle a été appliquée aux totaux pluviométriques annuels réalisés sur 1 les années complètes. 1 Xlll.3Méthode du vecteur régional. 1 xm.3.t Méthodologie. 1\ Le vecteur régional se définit comme une série chronologique d'indices pluviométriques, 1 issus de l'extraction de l'information la plus «probable», au sens de la plus fréquente, contenue dans les données d'un ensemble de stations d'observations groupées en région. 1 Le vecteur régional est donc une suite chronologique d'indices annuels de précipitations prenant en compte les effets de persistance, de tendance, de pseudo-cycles de la zone 1 climatique, mais homogène dans le temps. Mise au point par HIEZ (1977) et améliorée par Brunet-MORET (1979), la méthode 1 consiste à calculer pour : 1 - chaque station, une moyenne étendue sur l'ensemble de la période d'étude, - chaque année, un indice (Zi) qui sera supérieur à 1 lorsque l'année est excédentaire, 1 et inférieur à 1 lorsque l'année est déficitaire. a=n Zi =L(pail pa)ln 1 a=1 Où: 1 Pai est la pluie de l'année i à la station a ; Jiï, est la moyenne de la série des pluies annuelles à la station a ; 1 n est le nombre de stations.

1 Le calcul des écarts à Z, pour chaque station a pour une année i est effectué par la formule:

1 ! Eai = (pa/ pa)-Zi 1 98 1 1 1 Il permet de repérer : 11 - les totaux pluviométriques exagérément forts ou faibles, dépassant 2,5 fois l'écart- type; 1 - les suites d'années trop fortes ou faibles, indices d'erreurs systématiques ; - les erreurs d'appareillage ; 1 - les erreurs de transcription. La méthode du vecteur et le programme, conçu par Brunet-MORET Y., ( 1979) et amélioré 11 par L'HOTE, Y. (1985), pour sa mise en oeuvre, permettent de prendre en compte toutes les stations, y compris celles de courte durée et celles dont la période d'observations présente li des lacunes (même sur plusieurs années).

1 XIII.3.2 Application du vecteur régional. Le haut bassin du fleuve Sénégal a été divisé en quatre zones : le domaine guinéen ou

1 1 « foutanien », le domaine sud soudanien, le domaine nord soudanien et la partie sahélienne. Pour chaque partie, un vecteur a été élaboré. Les résultats obtenus indiquent une bonne 1 homogénéité spatio-temporelle des séries pluviométriques tel qu'indiquent les coefficients de 1 variation compris entre 0, 11 et 0, 21. Les autres paramètres qui permettent la vérification de l'homogénéité des séries sont :

1 - les valeurs importantes ou non, prises par les coefficients de corrélation entre stations 1 et vecteur, - la valeur moyenne annuelle des écarts nuls à faibles si les corrections sont bien faites 1 XIII.3.3 Reconstitution des chroniques des pluies annuelles. 1 Cette reconstitution a été faite à partir du vecteur régional qui, après avoir décelé les diverses anomalies contenues dans les séries (Dacosta, 1989), permet : 1 - d'obtenir immédiatement une valeur étendue de la moyenne de chaque station sur la période du vecteur régional. En effet sur la base des indices pluviométriques annuels, et qui 1 reflètent la variation temporelle des précipitations à l'échelle régionale, le vecteur génère pour chaque station une pluie moyenne interannuelle. 1 - d'étendre la série sur cette période ou de compléter simplement les totaux annuels manquants. Mais pour ne pas diminuer la variance relative à la série à étendre ou à 1 1 99 1 1 1 compléter on introduit un écart Eai, tiré au hasard. La formule de reconstitution s'écrit 1 alors: Pai = Pa(&ii + Zi) 1 Avec Pai: total annuel reconstitué à la station a pour l'année i; 1 p a : moyenne de la station a, fournie par le vecteur ; Eai : variable aléatoire distribuée normalement ; 1 Zi: indice du vecteur pour l'année i. Toutes les stations ayant des séries de pluies annuelles lacunaires ou brèves ont été 1 complétées ou étendues à l'aide des indices des vecteurs pour couvrir la période 1931-2005. Les valeurs « aberrantes » ont été également remplacées. 1 Les séries chronologiques ainsi élaborées ont été soumises aux tests des ruptures avant de procéder aux différents traitements qui permettront une analyse spatio-temporelle des 1 précipitations annuelles, d'affiner le tracé des isohyètes et le calcul des moyennes par bassin. Il sera par conséquent possible de procéder à la caractérisation de l'impact de la 1 variabilité climatique sur les ressources en eau du haut bassin. L'analyse aux échelles mensuelles et journalières a été menée avec les données 1 observées. 1 Xlll.4Détection de rupture dans les séries de pluies 1 annuelles. Une rupture peut être définie de façon générale comme un changement dans la loi de 1 probabilité de la série chronologique à un instant donné, le plus souvent inconnu. Suite à une étude menée dans le programme ICARRE (Lubes et al., 1994), plusieurs méthodes 1 statistiques de détection de rupture ont été retenues. Les séries chronologiques de pluies annuelles élaborées ont été soumises à ces tests grâce au logiciel KhronoStat (IRD, 1998). 1 Nous donnons tel que décrites par Bodian (2011) ces méthodes ainsi que les résultats obtenus. 1 xm.4.1 Test de Pettit. 1 Le test de Pettitt (Pettitt, 1979), examine l'existence d'une rupture à un instant inconnu de la série à partir d'une formulation dérivée de celle du test de Mann-Whitney (Dagnélie, 1970). 1 Ce test est plus particulièrement sensible à un changement de moyenne et, si l'hypothèse nulle d'homogénéité de la série est rejetée, il propose une estimation de la date de rupture. 1 100 1 11

1 1 1 XIII.4.2 Méthode Bayésienne de Lee et Heghinian. La méthode bayésienne de Lee & Heghinian (Lee & Heghinian, 1977; Bruneau & Rassam, 1 1983) est une approche paramétrique qui requiert une distribution normale des variables étudiées. Elle fait l'hypothèse d'une rupture en moyenne à un instant inconnu. La distribution 1 a priori de l'instant de la rupture est uniforme, et compte tenu de cette information et des Il données, la méthode produit la distribution de probabilité à posteriori de l'instant de la rupture.

1 XIII.4.3 La méthode statistique U de Buishand. La statistique de Buishand (Buishand, 1982, 1984) est dérivée d'une formulation originale 1 donnée par Gardner (1969) pour établir un test bilatéral de rupture en moyenne à un instant inconnu. Le test de Buishand est paramétrique, supposant normalité de la série, non auto Il corrélation et constance de la variance de part et d'autre du point de rupture éventuel. Ce test est performant pour détecter une rupture en milieu de série, mais il ne fournit pas 1 d'estimation du point de rupture.

1 XIII.4.4 La méthode de segmentation de Hubert. La procédure de segmentation non paramétrique de séries hydrométéorologiques (Hubert & Il Carbonnel, 1987; Hubert et al., 1989) est adaptée à la recherche de multiples changements ' de moyenne dans la série. Son principe est de "découper" la série en plusieurs segments de 1 telle sorte que la moyenne calculée sur tout segment soit significativement différente de la 1 moyenne du ( ou des) segment( s) voisin( s) par application du test de Scheffé qui repose sur 11 le concept de contraste (Dagnélie, 1970). Les résultats de ces différentes méthodes ont été restitués sous formes de graphiques Il (figure 21, 22, 23) et de tableaux. Les années de rupture sont répertoriées dans le tableau 12 ; celui regroupant les résultats obtenus par la méthode de segmentation est reporté en 1 ! 1 annexes Ill. 1 L'analyse de ces résultats permet de constater que: 1 - les séries analysées suivent une loi normale et présentent toutes des ruptures ; - 75% des stations présentent une rupture au cours de la période 1966-1970 (figure 20); 1 - d'une année à l'autre, la moyenne ainsi que l'écart-type diminuent (voir annexes Ill). 1 1 101 1 1 1 Ces résultats sont conformes à ceux de nombreuses études : le programme ICCARE 1 de l'IRD (Servat et al., 1998 & 1999), cité par Sighomnou (2004), et Malou (2004), Bi Tié Albert Goula et al (2006) et Bodian (2011 ), qui situent la plupart des ruptures entre la fin de la 1 décennie 1960 et le début de la décennie 1970, dans la sous région de l'Afrique Occidentale et Centrale, y compris le Sahel. 1

Tableau VI: date de rupture pluviométrique aux stations du haut bassin 1 Station Année de rupture Station Année de rupture Dabola 1969 Kaves 1966 Dalaba 1969 Keniéba 1967 1 Dinguiraye 1970 Kita 1967 Faranah 1963 Kolokani 1967 Kankan 1970 Koniakary 1971 1 Kouroussa 1969 Nioro du sahel 1966 Labé 1969 Oualia 1966 Mali 1958 Oussoubidiagna 1966 1 Mamou 1968 Sadiola 1966 Pit a 1969 Sagabari 1971 Siguiri 1969 Sand a ré 1967 1 Tougué 1967 Toukoto 1961 Bamako 1967 Boghé 1970 Ambidédi 1966 Sélibaby 1967 1 Bafing Makana 1976 Bakel 1993 Bafoulabé 1967 Fongolimby 1969 Bamako Sénou 1967 Goudiry 1963 1 Diamou 1966 Kédougou 1966 Faladvé 1967 Kidira 1967 Faléa 1967 Sarava 1967 1 Galougo 1966 Tambacounda 1984 Gourbassi 1967 Nara 1962 Guene Gore 1971 Kaédi 1967 1 Kati haut 1967 Kiffa 1970 1 1 1 1 1 1 102 1 1 1 1 1

W~I 1\ a 1 • 1 Années Rupture 1958- 1963 • 1964 - 1966 1 • 1967 - 1968 • 1969- 1976 • 1977 - 1993 Il :\1 .... CJ Limite Bassin Il

0 200 410 Km ,...... t.::.o ...... l!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!liiiiiiiiiiiiiiiiiiiim 1 ...... • 1 Figure 10: carte des années de rupture 1 1 1 1 1 1 1 1 1 103 1 li 1

0.004 ~------~ Labé 1 0.003 OJ1112

0.001

1 -0.001 .0.002 ~000'------~ 19:18 1938 1Slo41 19SI 1968 1971 1H8 1991 ~003'------~ 15128 1938 l!UI 1958 .... urn .... 1-Plti.cmmudlc --99 - -9S - -90 --1 _., 1 -90

,0,------, 1 40 30 20 10

1 -10 -20 -30 ...... -2000 40'------~ -3000 '------~ 1928 1938 1948 ms 1968 1978 1918 H98 1!128 1938 1968 1978 1988 1998 11 ., --99 -90 1 __ ....-Pkùe IDDutlle -99 -90

5000~------~ Klniéba 3000 1 4000 3000 2000 2000 1000 1000

1 -1000

-2000 -2000 -lOOOE~~~~ -3000'------~ -3000 1928 1938 1958 1968 1'78 1988 1998 1 1928 1938 1948 1968 1978 1988 1998 "" t~Pluieennœlle-99--95--90-1 1 --PMcmnudlc --99 -- -95 - -oo -1

4000~------~ 5000~~------, Cburbassi 1 3000 4000

3000 2000 2000 1 1000 1000 -1000 -2000 -1000 -3000'------~ 1928 1938 1941 1951 1968 1978 1988 1998 1 1!138 1948 19'8 1968 19111 ,... 1998

1 ~Pbc mDUCllc --99 -+-Pbic mmacllc 99 ., 90 -90 -1 1

1 3000 2500 2000 1:500

1000 1 500

-SOO

-1000 -2000 1 -1500 -3000 '------~ -2000 1928 1938 1948 1958 1968 '"' .... 1998 1'28 1'38 19"'8 1958 1!168 1'78 11118 1998 1 _,, _., _,, _,, 1 _._Pluie 111nuelle _,, -•s ~Phuma...Ue Figure 11: Résultats du test de Buishand appliqué aux pluies annuelles du haut bassin 1 1 104 1 11 li1

800 1000 Sipii Mmmu 900 700 ... 800 Il 700 ,00 600

400 ,oo

400 lOO 1 ,oo 200 200 100 100

11 1928 IUB 1951 1968 1978 1988 1938 ,... 19!8 1908 1978 ,,...... 1 "" ""

,00 BOO Llb! 1 800 700 700 1i 600 ,00 ,oo ,00 1 ... 400 ,oo 100 1 200 1 200 100 100

-100 -100 1 -200 -200 me un "" 1958 1968 1978 1981 1998 1928 1938 "" un 1968 "" 1918 1998

1000 1000 ... Sopblli 1 800 BOO ,00

,oo 600

,00 1 400 400 ]00 200 200 1 100 ~00 ·100 1928 ,... ,.,, 1,SS 1998 1928 .... ,.,. .... 1998 "" "" "" "'" - "" 1000 1 Kill 1000 ,oo 800 "''" 800

,oo 700 ,oo 1 41111 ,oo ... 200 lOO

200 1 100 ~00 ,,,. -100 "" "" 1948 "" 1968 1978 1988 1921 1938 19'1 19S1 U68 1978 IHB 1991

1200 1 1000 Séllllby Ani>idédi 1000 800

800 000 1 600 ... 400 1 200 200

-200 ·200 1928 un 1941 19SI 1968 "" '"' m, 1928 1938 1948 19S8 1908 1978 1988 1998 1 Figure 12: Résultats du test de Pettit appliqué aux pluies annuelles du haut bassin 1 1 105 1 11 1 0.35------,------, O.<,------ab! 0.30 1 D.:H o., 0.l 0.2'

O.l 0.15 O.lS 1 0.1 0.1 1 0.05

(l.12,------'·" Kblougou Fol!t o., 01 1 0.2' 0.08 0.l 1 ...'" 0.1:5 01 1 0.02 0.0,

,.,~------

0.35 0.4,------1 T1nim:ounda ,., 0.35 '·" " 0.l 1 Ol 0.15 0.15 0.1 01 o.os 1 0.05

1 ,.,~------0.11,------0.1

,., 0.0,

1 0.15

0.1 0.04 1 '" 0.112

us 1 "------.. Ambil!d Sl!li:iaby os 0.30 .. o., 1 0.2' ,., o., ,., O.lS 01

1 0.1 0.0, 1 1 Figure 13: Résultats du test de bayésienne Lee et Heghinian appliqué aux pluies annuelles 1 106 1 11 1 Xlll.5Analyse temporelle des précipitations. 1 L'analyse temporelle des précipitations a été réalisée aux échelles annuelles, mensuelles et journalières. 1 xm.s.1 Variabilité annuelle. Les hauteurs de précipitations annuelles se caractérisent par leur variabilité dans le 1 temps et dans l'espace. Pour caractériser cette fluctuation, nous analysons dans la présente 1 section, à l'aide de différentes approches statistiques, l'ampleur des déficits ou de l'abondance ainsi que l'évolution probable de la pluviométrie au pas de temps annuel. 1 Ensuite, la variabilité interannuelle sera examinée au pas de temps trentennal et décennal. XIII.5.1.1 Variabilité interannuelle. 1 Les graphique de la figure 24 illustrent la variabilité spatio-temporelle de la pluviométrie, à travers quelques postes représentatifs des différentes unités climatiques, du haut bassin 1 pour la période de référence 1931- 2005. La moyenne mobile sur cinq ans permet de suivre l'évolution à court terme des précipitations annuelles. 1 La station de Mamou est la plus méridionale du haut bassin, avec une altitude relativement modeste (783 m). Avec 1849 mm (tableau 11 ), elle enregistre la plus forte 1 moyenne pluviométrique de la période 1931- 2005. Par sa position en latitude, cette station connaît des précipitations essentiellement liées à la structure de l'Equateur Météorologique 1 Verticale (EMV). La station de Labé de par sa position sur le rebord occidental du Fauta Djalon, est la 1 plus élevée du haut bassin (1025 m d'altitude). Elle est directement exposée au flux de mousson et, l'effet orographique aidant, elle enregistre des totaux de pluies importants avec 1 une moyenne de 1 610 mm ; soit 239 mm de moins par rapport à Mamou. 1 [!:.!]Pluie annuelle -Moy. mobile sur 5 pér. (Pluio annuelle) f-- 2000 . -. -. -. -. -. -. -. - ·-· - . -. . -. -. -. -. -. - ·-·-·-· - . -. - ·-. - . -. -. -. -. -· - . -. -. -. -. -. -. -. -. -. - ·-. -· - . -. -· - . -. -. -. -. -. -. -. -· - . -· - . -. -. -. -. -. - ·-. - . -. -. -. -. -. .,. - :::-- '- - ""~ -· ~- -~ ·- ·-· ------. - -- . - -- . - . - . - . - . - . ------. - . 1500 - 1 I -·---· -~ \. 15:: 1000 -IIHHIIIIII a 1 lffll- 500

...... N 00 IO N 00 ...... 00 00 1 ~ 1 "' "' i i ~ s; ~ 0\ "' ~ ~ § 8 ~ ~ ~ ~ ! ~ "'~ 2l ~~ - ~ ~ ~ N N 1 1 107 1 1 1 2500 ~------l c:::!JPluie annuelle -Moy. imbile sur 5 pér. (Pluie annuelle) Labé 1 2000 - ·-·-·-·-·-·-·-· -·-·-·-·-· -·-·-·-·-

J 1500 1 ·3 li: 1000 1 500 1

1 3000 Mamou I CCJP!uie annuelle -Moy. mobile sur 5pér. (Pluie annuelle) î 2500 · -· -· -· -· -· -· -· -· -·-· -· -· -· -· -· -· -· - ·-·-· -· - · -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· - · -·-· -·-· -· -· - · - · -· -· -· -· -· 1-" r-.... 2000 ·------. - . - . - . - . - . ----- . - . - . -·--- ·-· ------· 1 "·-·-·- - -...... l - ' ... .2 1500 .a ~ 1 1000 500

0 ,q" .., ,q" .... 0 .., \0 00 ,q" .... 0 .., \0 00 .... 0 1 .., .., ,q" ,q" ,q" \0 \0 .... 00 00 00 0 0 ;;; -g; "' "' ...... "' "' "' g: g: 0 0 "' "' "' ~ ~ ~ ~ ~ i ~ ~ ~ ~ -"' ~ ~ ~ ~ - ~ -"' ~ ~ -"' "' "' 1 2500 C!:ill'hrie annueBe -Moy. mobile sur 5 pér. (Fluie annuelle) Siguiri 1 2000 . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. - I 1500 .; 1 !!::: 1000 1 500 1 FiguFigure 14: Evolution de la pluviométrie moyenne annuelle dans le domaine 1 guinéen

1 La station de Dabola se situe à 438 m sur le rebord oriental du Fouta Djalon. Le flux sud-ouest de mousson qui rencontre le flanc occidental du Fouta Djalon a déjà perdu une 1 bonne partie de son potentiel précipitable. Sur le versant oriental, les vents ont une 1 dominante nord-est avec des pluies moins abondantes. L'effet de Foehn que connaît ainsi la 1 108 1 Il 1 Il station se répercute sur sa pluviométrie. La station ne totalise en effet que 1505 mm pour la 1 période. Elle accuse ainsi un déficit de 239 mm par rapport à la station de Labé. La station de Siguiri est la plus septentrionale du domaine guinéen, avec une altitude 1 modeste de 361 m. Elle est la moins arrosée de cette unité climatique avec une moyenne de 1 248 mm.

1 Le domaine guinéen se caractérise par l'importance de ses précipitations. Celles-ci sont 11 influencées par le relief et la position en latitude. Les coefficients de variation sont des 1 paramètres qui permettent de caractériser la dispersion des pluies annuelles autour de leur valeur centrale. Ils varient entre 0, 18 et 0, 13, avec une moyenne stationnelle de 0, 15. Ces 11 valeurs indiquent que les précipitations dans le domaine guinéen fluctuent peu. 1 li Tableau VII: Caractéristiques statistiques des pluies moyennes annuelles des pnnc1pa 1es s tfa ions ddu omamegum "é en

1 Cl) a, >. Ill .s::. Ill m C: :, :, -Cl) m a, -~ m :, ..c :, C: m 0 ï:: a, ë5 m C) m ~ e -Cl> ·:; C) ..c .... C: :, ..c E m :, (U -Cl> m (U C: m a, 0 _.a, m C) :1:::: 0 (U 1 0 0 i5 LL ~ ~ ::\? ë:,j a.. 1- ::\? LL 1673 1645, 1422, Moyenne 1505,1 1978,1 1354,4 1565,7 1576,8 1456,3 1610,7 1849,0 1248,8 ,2 1545,3 8 4 2373 2287, 2162, 1 Maximum 2007,0 3277,6 1771,6 2211,7 2046,1 2038,0 2159,3 2579,7 1912,0 ,0 2340,0 2 6 1869 1754, 1593, 75% 1658,8 2241,7 1475,9 1702,1 1757,9 1574,7 1757,3 2017,4 1357,4 ,5 1693,5 0 3 1674 1624, 1387, 1 Médiane 1462,8 1900,0 1345,5 1547,2 1587,5 1434,0 1566,9 1802,4 1247,5 ,9 1475,0 0 1 1475 1523, 1267, 25% 1370,0 1713,1 1227,8 1443,9 1400,1 1306,4 1453,6 1668,5 1106,9 ,1 1353,6 6 6 674, 1 Minimum 636,0 1189,0 999,5 1124,2 1030,4 1121,0 1237,6 1246,9 862,2 4 1056,0 830,0 871,1 309, 235,2 241,0 Ecart-type 231,03 363,99 182,27 222,28 232,07 191,93 216,70 265,25 197,74 42 263,81 8 7 Coeff., 1 variation 0,15 0,18 0,13 0,14 0,15 0,13 0,13 0,14 0,16 0,18 0,17 0,14 0,17 Les graphiques 25 permettent de suivre l'évolution des pluies annuelles dans le 1 domaine sud soudanien. Les stations sont situées sur les contreforts septentrionaux du Fauta 1 Djalon et son prolongement oriental, le plateau Mandingue. 1 1 1 1 109 1 Il 1 Il

2500 ~------< CClPluie annuelle -Moy. m:>bile surS pér. (Pluie annuelle) r 1 1 Kédougou

1 2000 Il î 1500 -·-· "v ~ .) 1111\'- --a.lMl'II '- r-,.. ·5 lnrl"--lhrKll ..._.. ll--'N'_'--:"1t,~-•1H•ftr~n-'lt 1 li:: 1000 -·111111111-1111111 ..-, r,.....·DffltUIIHHHH IHHI-IH~ 1 1\ 1

2500 ~------<1 c:DFluieannuelle -Moy.m>bilesurSpér.(Pluieannuellc) f 1 Bamak.o-Sénou 2000 . -. -. -·-. - . -. -. -. -. -. -. -. -. -·-. - . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -·-·-. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. - ·-. - . -. -. -. -. - 1 ê lSOO g ] .. 1 i:l., 1000 -l

.... 0 ...... 0 .... "' 00 .. 0 "' ...... "' 0 0 "' "' "' "' "' 0 1 "' "' "' "' "' "' "' "' "'

1400 ~------;1 CCJIPluie snnuelle -Moy. llXlbile sur5pér. (Pluie annuelle) f- Kéniéba 1 1200 · -·-· -· -·-·-·-·-·-· - · -·-· - · -·-·-·-·-·-· 1000 ::-'~-~-- -- ';:-.... "' -·:.:, ~ -·-·-_... .::.;.ç .

'e' n-u-1~a-•·n- 11-11-lt-llHHHh,-11"11~ -·Alil-llilllflillllftflflfltlt·lt .§, m 1 " :3a:: roo 1 400 2DO

...... 0 ~ 8 0 1 "' N N

Figure 15: Evolution de la pluviométrie moyenne annuelle dans le domaine sud 1 soudanien 1 Les stations de Kédougou (12'57' N) et Bamako-Sénou (12'53' N) totalisent respectivement pour la période 1 223 et 982 mm. La station de Kénieba enregistre quant à elle 1 233 mm. Le relief ne joue pas ici un rôle majeur comme l'attestent les altitudes de ces

llO 11 1 différentes stations : 377 m pour Bamako alors que Kéniéba et Kédougou se trouvent à 136 Il et 178 m. Les précipitations enregistrées dans le domaine sud soudanien ne dépendent que de l'épaisseur du flux de mousson et de sa durée dans la région. Les caractéristiques Il statistiques des stations retenues pour l'analyse de la série annuelle de la zone sud soudanienne sont mentionnées dans le tableau 14. 1 Les coefficients de variation fluctuent entre 0,21 et 0, 14 pour une moyenne de 0, 17. Ces valeurs bien que faibles, attestent d'une variabilité plus importante que dans la partie 1 méridionale du haut bassin (tableau 14).

Tableau VIII: Caractéristiques statistiques des pluies moyennes annuelles du 11 domaine sud soudanien BAMAKO KATI BAF - GUENE- - FONGOLIM KEDOUGO SARA Y KENIEB SAGABA 1\ Paramètres BAMAKO MAKA SENOU GORE HAUT BY u A A RI 1 Moyenne 1034.9 1160.2 982.5 1218.1 848.0 1180.9 1223.2 1122.4 1233.3 1114.0 1287. Maximum 1499.5 1491.1 1256.0 1553.8 3 1787.9 2160.1 2620.2 1913.7 1484.3 1 75% 1183.3 1292.8 1091.4 1374.1 955.5 1362.5 1337.5 1252.1 1421.2 1268.0 Médiane 1007.6 1150.5 992.3 1242.0 822.8 1200.8 1196.2 1088.8 1207.5 1135.2 25% 915.4 1042.2 886.8 1077.8 751.9 1057.9 1094.9 975.9 1084.3 972.1 1 Minimum 712.1 798.2 629.5 810.1 419.3 222.5 771.6 589.1 647.3 769.4 163.7 Ecart-type 180.50 164.92 140.81 184.81 9 249.00 219.99 222.00 235.39 176.05 coeff. 1 variation 0.17 0.14 0.14 0.15 0.19 0.21 0.18 0.20 0.19 0.16

1 Dans le domaine nord-soudanien, les précipitations sont moins abondantes que dans le domaine sud-soudanien (figure 25). La station de Kita, située plus au sud, enregistre des 1 précipitations beaucoup plus importantes. En fait, Kita, située à la lisière du domaine sud soudanien, se trouve à 328 m d'altitude et présente des similitudes avec la pluviométrie de 1 ce domaine. Au-delà de cette station, et en progression vers le nord, les totaux annuels de 1 précipitations diminuent (tableau 15). 11! 1 1 1 1 111 1 ------

"%j ~- pluie (mm) pluie(mm: Pluie(mm: § § § ~ 0 ~ 8 ~ ~ 0 ; § § ~ 8 ~ i i 0 ~ 8 § ~ § ~ i § 1 ..... 1931 1931 1 1 1 19311 ' u, ~ !~ Om 1934 ~ 1934 'tD 1934 ::::jjijjj-j .: C ·~ :~ < 1937 l 7, a. 0 19371 ·Î 1937 I»::::, C- g: 1940 1 1940 ' 1940 ::::,-·CD -·0 ' -::::, 1943 ' 1943 ' 1943 a. CD 1946 1946 1946

i' 1949 1949 1949 i::, 19S2 19S2 -C< 19S2 i-· l9SS 19S5 1955 !t 19S8 1958 1958 CD~- 1961 1961 1961 j 1964 1964 H CD 1967 11 1967 ::::, D 1 16' ::::, 1970 if 1970 ,!C: 1970 CD Il' .. § I» 1973 fi 1973 1 li' 1973 ..C: ::::, 5' ::::, 1976 1976 1 C 1976 !. 1979 1979 11 1979 i' 1 ' 1982 ,~ a. 1982 1 ':'= 1982 a::0 I» f ':'! ::::, 198S ':'= 1985 ,, 1985 u, § r:r ! 1988 1 !' i' 1988 C: 1988 li' i .. "' .. 1991 1 u, E; 199 !; r· 1991 V, 8' V, l .,,... 1994 ~ 1994 l lj 1994 i li' ::::, 1997 -· 1997 1 !li 1997 i16' CD 1 1:1 ::::, fi 2000 . I ,, 2000 m 2000 C: C: 0 '-' .. 2003 1 a. 2003 ! 2003 ,!

-N 11 111 Les coefficients de variation sont plus élevés que ceux du domaine sud-soudanien. Ils 1, varient entre 0,23 et 0, 16 pour une moyenne de 0, 19 ; ce qui indique que dans le domaine soudanien, les pluies annuelles fluctuent plus au nord qu'au sud (tableau 14). Tableau IX: Caractéristiques statistiques des pluies moyennes annuelles du domaine li nord- soudanien Paramètres Bafoulabé Faladye Gourbassi Kit a Kolokani Sadiola Oualia Toukoto Tamba Galougo 1 Moyenne 861.9 954.3 887.6 1027.8 789.2 965.7 870.9 850.5 810.3 834.9 Maximum 1503.8 1396.7 1325.9 1619.8 1225.9 1475.4 1238.7 1183.5 1226.0 1240.6 75% 964.3 1077.0 992.2 1161.2 903.5 1089.7 986.8 986.9 943.0 932.1 Médiane 841.0 947.5 863.7 1005.7 783.9 944.2 881.8 838.6 807.0 850.9 1 25% 778.3 835.0 792.4 880.3 665.3 872.9 777.3 757.4 678.5 751.1 Minimum 469.7 555.9 542.3 635.0 475.1 568.4 524.8 418.9 456.0 532.5 Ecart-type 182.88 173.94 156.94 206.01 158.68 180.15 145.51 158.62 189.13 136.72 1 coeff.var 0.21 0.18 0.18 0.20 0.20 0.19 0.17 0.19 0.23 0.16

, . . , . . , 1 Les prec1p1tat1ons du domaine sahehen sont essentiellement llees aux lignes de grains. Ces dernières, ayant un parcours est-ouest, induisent des nuances sur les totaux de pluies 1 recueillis. Les précipitations se résument souvent à des orages violents et brefs. Les totaux enregistrés sont de 528 mm à Nioro du Sahel, 448 mm à Nara, et 340 mm à Kiffa (tableau li 16). 1000 ~------,c:c:!IPluie annuelle -Moy. m>bile sur S pér. (Pluie annuelle) Il 900 . - .:aakçl_. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -.-· -. -. -. -. . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -· -. -. -.-. -. -. -. -. -. -.-. -. -· - . -. -. -. -. 800 . -· - ·-·-·-·-·-· -·-·-·-·---·-·-·-·-·-·-·------. - . - ·------·-· 700 -- . ------·-· ------·-·-·-·-·-·------· ------·-·

11 soo 400 1 300 200 100 0 1 ...... l"- ~ -!!) !!)"" -"' -"' 1

1 1 1 1 1 1 113 1 1 1 1200~~~~~~~~~~~~~~~~~------<.__a::D~_Pw_~_ann~u_e~~~-=-=-M~ey~.m_o_b_œ_sw~Sp~é-~_(Pluio~·ann~u_e~_)~ Nioro du sahel

1 1000 1 800 ! 600 __ J i=_\.. ~ ~ ~ ...... ~"'. ·- I'--,.... ~-- - -·-·- - -·-·-·-·-·-·- - - -·-·-·-· ·9 is:: 1 400 ..... ,..,u...... ,...... "-..D-'11-llRP'-tl-tl-'--~- A-~- -·-· 1 200 1 Kiffa 4SO ·-· -·-·-· - ·-. - ·-. ------. -----·-· - '-· - . -·-' - '-·---·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-· ·.:.:. -_ ·_-__· -_·_ - ·_-_ ·_- ·_-_ ·_-_-__· ~ ·. -. -_ ·. -_ ·.:.:·.:·-·_:·.:_·:.:.:·.:.:.:.:.·: : ::::::::1 400 ·-·---·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·------1 350 ·-· -·-·-·-·-·-·-·-·-· -· -·-·-·-·-·-·-·-·-·-· -·-·-·-·-·-·-·-· -·-·-·-·-·-·-·-

,: l;.,i k ·-·- ·s _., ~ ~ is:; 200 ·IIHHHltlt11tlt11tHI ·- ·- ~- r-""- 1 ~ - 150 -IIU'l~U'IIU'IIU'IIHlllllllll'IIIII n n

100 -t1H,11H,I 111,1111,IIHl 11111111,1111,l li H a 1 50 -IIOI-IHltHlltHIIIHHI 111111111111111 U R ...... 00 .... 1 .. 00 "' "' .. .. 1 ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ 1 Figure 17: Evolution de la pluviométrie moyenne annuelle dans le domaine sahélien 1 1 1 1 1 1 1 1 114 1 11 i Il

1 Tableau X: Caractéristiques statistiques des pluies moyennes annuelles du domain 1 Ambidé Ousso- Sanda N Paramètres di Diamou Kayes bidiagna ré Boa hé Bakel Goudiry Kidira Kaédi Kiffa Moyenne 731.2 726.6 702.9 817.0 698.0 299.4 513.8 704.0 645.0 346.2 228.3 1153. 1 Maximum 1018.0 1121.0 8 1274.4 1041.0 690.1 902.5 1019.1 1273.0 762.0 446.0 1 75% 808.8 827.9 801.3 942.8 830.5 350.2 590.9 823.1 746.5 436.7 266.5 t Médiane 722.2 752.0 688.5 783.5 701.4 284.8 500.5 662.5 650.0 332.2 223.0 . 1 25% 654.3 610.0 591.4 700.9 575.2 241.4 418.9 603.2 510.6 239.2 165.5 . Minimum 359.9 461.5 393.4 507.4 304.3 110.7 234.6 440.4 108.2 105.6 101.0 174.5 126.7 1 Ecart-type 166.88 153.58 1 208.62 206.19 98.27 133.39 141.81 206.19 2 83.00 1 Coeff. variation 0.23 0.21 0.25 0.26 0.30 0.33 0.26 0.20 0.32 0.37 0.36 1 1 1 1 1

1 1

1 1 1 1 Î

• Les coefficients de variation de la zone sahélienne varient entre 0,37 et 0,20 pour 1 une moyenne de 0,28 sont les plus élevés du haut bassin. Ils traduisent les importantes fluctuations qui caractérisent cette unité climatique (tableau 16). 1\ L'analyse de l'évolution des pluies annuelles au niveau de tous les points de mesures pluviométriques retenus pour l'étude permet de noter que : 1 les pluies annuelles connaissent une tendance générale à la baisse dans toutes les unités climatiques, malgré une reprise notée au cours de la dernière li décennie; 1 les maxima des cumuls annuels observés dans toutes les unités climatiques, connaissent une baisse suivant un gradient sud-nord. En effet, dans li la zone guinéenne, la plus forte valeur (3278 mm) a été enregistrée en 1954 à ! Dalaba, localité située au sud du domaine guinéen, tandis que Siguiri a enregistré la plus faible valeur du cumul annuel (1912 mm) en 1994 soit une baisse de 25,88%. Ce taux passe à 43,31% dans la zone soudanienne où ces valeurs ont varié entre 2162,6 et 1225,9 mm observés respectivement à Fongolimby en 1966 et Kolokani en 1958. C'est dans la partie sahélienne qu'on observe le plus 1 important écart entre les maxima annuels. La station de Kiffa (localité située à l'extrême nord du haut bassin) avec une pluie annuelle de 360,6 mm enregistrée 1 en 1933 connaît un déficit de 63,2% par rapport à Oussibidiagna où 979,8 mm on été enregistrés en 1950 ; 11 Les minimums des cumuls annuels connaissent la même tendance, avec une péjoration plus marquée. Dans la zone guinéenne, le minimum 1: pluviométrique de Mamou (1246,9 mm observé en 1947) est supérieur de 30,85% à celui de Siguiri (862,2 mm enregistré en 1993). Dans la partie soudanienne, on

1 1 note un écart de 45,46% entre les valeurs de Fongolimby (871, 1 en 1983) et Kolokani (475, 1 mm observé en 1987). Pour la zone sahélienne, une baisse de l 11 80,09% est enregistrée entre les cumuls annuels minimum à Oussibidiagna (507,4mm en 1972) et Kiffa (101 mm en 1982).

1 1 L'analyse des coefficients de variation des hauteurs d'eau annuelles permet de mieux cerner l'ampleur de la variabilité pluviométrique dans les différents domaines

i 1 climatiques, Cette variabilité est plus prononcée en zone sahélienne qu'en zones 1 soudaniennes. C'est dans le domaine guinéen que les valeurs sont moins dispersées.

1 116 1 1 1 Elle confirme le gradient pluviométrique décroissant sud-nord mis en évidence plus 1 haut. Les écarts par rapport à la série de référence des pluies annuelles enregistrées 1 au niveau des stations de mesure pluviométriques permettent de mieux cerner la variabilité des précipitations annuelles. Ils ont été calculés par la formule (1 ). Les 1 résultats sont synthétisés en annexes IV. E = [(Pi-Pmoy)I Pmoy]XIOO, avec

.l 1 E: écart de la pluie annuelle par rapport à la moyenne de la série 1931-2005, Pi : pluie annuelle de l'année i,

1 1 P moy: pluie moyenne de la série 1931-2005.

1 Les graphiques des figures 28, 29 30 et 31 illustrent les proportions de ces écarts au niveau des principales stations des différents domaines climatiques. Les années 1 des extrêmes (plus forts déficits et plus forts excédents) ont été recherchées. Dans le domaine guinéen, à l'exception de l'année 1986 à la station de Mali, les 1 excédents maximum des pluies annuelles par rapport aux moyennes des séries sont observés au cours la période 1970-1994, caractérisée par la péjoration pluviométrique 1 dans la région ouest africaine mise en évidence par de nombreux auteurs : Mahé et al, (2001 ), l'Hôte et al, (2002), SANGARE Sao et al, (2002), Ardoin- BARDIN S (2004), 1 Koulm GUILLAUMIE et al (2005), T VISCHEL (2006), M LE LAY (2006). Avec une moyenne inter-station de 43, 19%, les excédents ont fluctué entre 65,69% enregistré à 1 Dalaba en 1951 et 30,80% enregistré à Dinguiraye en 2003. Les déficits extrêmes ont été observés après la rupture pluviométrique, exceptées les années 1947 à Mamou, 1 1999 à Pita et 1961 à Mali. Ils fluctuent entre -23, 16% enregistrés à Labé en 1984 et - 59,69% à Pita pour une moyenne inter-station de -36,72%. Dans ce domaine 1 climatique, c'est à Siguiri que les fluctuations ont été plus importantes avec des li extrêmes enregistrés en deux années consécutives 1993 avec un déficit de -30,96% et j 1994, avec un excédent de 53, 11 % (figure 28). Il 1 11 1 117 li ------~------

cc·"Tl C Ecarts (%) Ecarts ('If,) Ecarts ('If,) ci3 8 8 è ~ 0 ~ 8 23 & 6, J.,. ru I\J ,,,. 0) 00 .... 0 0 0 0 0 0 0 0 0 ~ ~ ~ i5 0 ô ~ ~ B ~ ~ 00 1931 .. 1931 1931 m 1934 fa1 1934 1934 1937 ~ 1937 Q. 1937 1940 i 1940 1940 "O 19'13 ë: 1943 1943 ci" 1946 en 1946 1946 D> :::, 1949 :::, 1949 1949 C 1952 ' 9?. ' 1952 1952 ! ffi" 1955 Il), 1955 1955 1958 ji' 1958 1958 ~ 1961 :::,. 1961 1961 (1) 1964 Q. 1964 1964 (1) 1967 1967 1967

i 1970 1970 1970 :::,ci3 f6 1973 1973 1973 .... 1976 U) 1976 1976 Co) .... 1979 • ,t, 1979 lii' 1979 0 1982 8" 0 1982 iii" 19821 1985 ~ li Q. 1985 1985 "'D> :::, 1988 en 1988 •li' 1988 ëD iii" •3C 1991 •"IJ 1991 1991 Ill C. Il 0 s' 3 1994 1994 1994 1 !!!. •'ë} :::, 1997 C 1997 •!;! 1997 (1) i cc 2000 2000 2000 C •3C 1· s· '< :::,. cr,. 2003 ~ 2003 2003 li (1) • :::,

-00 ------

Ecarts(%) Ecarts(%) Ecarts(%) gi .... 8 ~ 0 ~ 8 2l 8 8 ~ 0 ~ 8 2l ~ ~ 0 ~ 0 ~ 8 gJ 1931 1931 1931 1933 1934 1934 1935 1937 1937 1937 1939 1940 1940 1941 1943 1943 1943 1945 1946 1946 1947 1949 1949 1949 1951 1952 1952 1953 1955 1955 1955 1957 1958 1958 1959 1961 1961 1961 1963 1964 1964 1965 1967 1967 1967 1969 1970 1970 1971 1973 1973 1973 1975 1976 1976 1977 1979 1979 1979 1981 1982 • 1982 •CD.. 1983 • 1985 3 1985 1985 li!' ~ il 1988 0 1987 f !f 1988 ~ 1989 8 •C> 1991 C: 1991 i 1991 f •~ 1993 • 1994 ::, 1994 15: 1995 i lir i 1997 1997 • 1997 ! • 1999 • 2000 ; r 2000 i" 2001 !if s ::,. f 2003 2003 2003 s 2005 -,,0 iî 1

60 -,------l •Bamako anc aér •Bafing Makana •Fongolimby

1 40 ------· -· -· - · -· -· - ·- · -· -· -· -· -· - ·-· -· -· - · -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· -· - · -· -· -· -·-·-· -·-· -· -· -· -· -· -· -· -· -·-· -· -· -· -· -· -· -· - · -· -· -· -·-· -· -· -· -· -

20 1 - 0 ~ ~ -20 "'u 1 w -40 -60 . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. ---. -·-. -. -. -. -. -. -. -. -·-. -. -. -. -- -. -·-. . . . -· -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. - 1 -80 . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -.-. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -.-. -· -. - -100..__------~

1 Figure 19: Ecarts des pluies annuelles à la série de référence 1931-2005 dans le domaine sud soudanien

1 Dans le domaine sud soudanien, les années au cours desquelles les plus forts

1 excédents ont été observés sont antérieures à la période de rupture pluviométrique 1\ 1969-1970, exceptée l'année 1994 au cours de laquelle les stations de Fongolimby et 1 Sagabari ont enregistrés leurs maxima (respectivement 51,40% et 33,24%). Ces 1 excédents ont varié entre 76,60% enregistré à Kédougou en 1954 et 27,56 % enregistrés à Guené- goré en 1944 ; avec une moyenne inter-station de 44, 11 %. Les 1 minima sont tous observés au cours de la période de péjoration pluviométrique 1970- 1994 et fluctuent entre -81,60% et 30,93% enregistrés respectivement à Fongolimby et 1 Sagabari en 1983. La moyenne inter-station est estimée à -42, 10% (figure 29). I! Au nord du domaine soudanien, les années au cours desquelles les plus forts excédents ont été observés sont antérieures à la période de rupture pluviométrique 1969-1970, exceptée l'année 1992 pour la station de Sadiola qui a enregistré un 1 maxima de 52,78%. Les maxima des excédents ont varié entre 74,47% enregistré à 11 Bafoulabé en 1955 et 39, 15% à Toukoto en 1945 ; avec une moyenne inter-station de 51,98%. Cette dernière station enregistre le plus important déficit du domaine nord 1 soudanien (-50,75% en 1968); tandis que Galougo a enregistré le faible déficit (-36,22 en 1982). Les minima sont tous observés au cours de la période de péjoration 1 pluviométrique 1970-1994. La moyenne inter-station est estimée à -41,87% (figure 30). Dans le domaine sahélien, les plus forts excédents enregistrés sont observés avant la rupture pluviométrique de la fin des années soixante, sauf à Boghé où le 1 1 maximum a été observé après la reprise des précipitations observé à partir du milieu

1 1

1 120 1 ------

c·"Tl C: ca Ecarts (%) Ecarts(%) Ecarts(%) 8 1s ~ C, ~ g 8 gJ 8 I'.:! 0 ~ B gi 8 8 ig 0 ~ B gi 2l ~ 1931 1931 1931 1933 1934 g~ 1935 1934 o. ;:i. 1937 1937 m en 1937 1939 2. C. 1940 ::::,(D en(D 1941 1940 1943 1943 1943 "'2. 1945 C: 1946 1947 1946 fl 1949 1949 Q) 1949 ::::, 1951 ::::, 1952 1952 C: 1953 ~ 1955 1955 1955 1957 m 1958 a,, 1959 1958 iii' 1961 1961 1961 1963 1964 ~ 1965 1964 ::::J. (D 1967 1967 1967 1969 C. 1970 (D 1971 1970 ;, 1973 1973 1973 ;: 1975 1976 1976 ::::,ca 1977 8 1979 1979 1979 ..... 1981 1982 1982 ~ 1983 • ..... 1985 1985 1 1985 a,i N 1987 ... 0 1988 • 1988 ~ 1989 • •iii' 1991 1991 3 C. i 1. 1991 D> 1993 ... ::::, • 1994 • 1994 en 1995 il 1 [ œ 1997 1 1997 Ill"g 1997 • 1999 g C. •en 2000 • 2000 0 2001 ~ 3 1 I» ~ D> 2003 ... 2003 :ï 2003 (D 2005 ..... ::::, N..... a0 ------

,, cc· C: cil Ecarts(%) Ecarts(%) Ecart(%) I\J gi .... ~ ~ ~ 21 ~ 2l 8 ~ 0 t:l 8 8 ~ 8 8 ~ 8 ~ 0 t:! ~ 2l 2l 8 ~ m 1931 1931 1931 ~ 1933 1933 1934 1935 ~ 1935 C. 1937 1937 1937 a, en 1939 1939 1940 "O 1941 1941 2" ëD' 1943 1943 1943 en 1945 1945 D> 1946 :, 1947 1947 :, C: 1949 1949 1949 g?,, 1951 1951 ëD 1952 en 1953 1953 m, 1955 1955 1955 iu 1957 1957 1958 i 1959 1959 ::2. a, 1961 1961 1961 C. 1963 1963 a, 1964 ca. 1965 1965 œ: 1967 1967 1967 cil 1969 1969 :, 1970 Q 1971 1971 .... 1973 1973 1973 (0 1975 1975 c.>.... 1976 • 1 1977 2S 1977 I\J il'!' 0 1979 1979 0 19791 (11 1981 1981 D 1982 1~ C. 1983 a, 1983 l2- i D> .8 :, ::r en 1985 .... 1985 1985 1987 • 1987 1988 œ 1 ; C. 1989 19891 0 ' ' 3 1991 1991 1991 1 1 D> 1993 1993 ' li 1994 s· 1995 a, C 1995 f« 1997 1997 i 1997 ::r 1999 a,. 2000 g 19991 ' '< :;r,-: ar 2001 2001 i 1 ~ ! li :, ' 2003 ' 2003 2003 _. 2005 2005 1 N N des années 1990. Ces maximums varient entre 130,51 % enregistré à Boghé en 2001 et 64, 15% enregistré à Kayes en 1936. La moyenne inter-station est estimée à 91,58%. Le plus important écart (120,10% enregistré à Kaédi en 1936) confirme l'ampleur de la variabilité des précipitations dans la zone sahélienne. Les plus forts écarts négatifs sont observés après 1970, exceptée l'année 1958 qui a enregistré à Bakel un déficit de -54,34%. Les déficits ont varié entre -83,22% enregistré à Kidira en 2005 et -44,03% enregistré à Kayes en 2002. L'écart moyen inter-station est estimé à - 58,23% (figure 31 ). Ces résultats indiquent que les amplitudes de fluctuation des pluies moyennes annuelles augmentent du sud au nord.

! L'examen de ces graphiques montre que les écarts des pluies annuelles 1: observés aux différents points de mesures par rapport aux moyennes des séries de références augmentent également suivant un gradient sud-nord. On note également 1 que les années déficitaires sont essentiellement postérieures à la rupture survenue à la fin des années soixante. 1 Les variations de la pluviométrie au niveau régional ont été analysées à travers les fluctuations des indices du vecteur régional. La figure 32 montre la variation des 1 indices des trois vecteurs constitués. La valeur 1 du vecteur indique la pluviométrie moyenne régionale dans la zone d'application du vecteur; les valeurs supérieures à 1, 1 ! les années excédentaires et les valeurs inférieures à l'unité, les années déficitaires. Le 11 vecteur reproduit bien la tendance générale de la pluviométrie dans le bassin. I! Il 1:

1 1

1 ! 1 1 123 1 l1 1 -vecteur zonne guinéeme -vecteur zone sud soudanaise o, Vecteur zone nord soudanaise -wcteur zone sahelienne 1 1.80

1.80 l 1 1.40 I! 1.20 1/J 1.00 .! "O .5 0.80 1 ! 0.60

0.40 ------1

1 1 0.20 ------~ i 1 1

1 Figure 22: Evolution des indices du vecteur régional du haut bassin 1 L'examen de la figure 32 permet de noter: - une augmentation des variations annuelles en allant du sud vers le nord, 1 du domaine guinéen à la zone sahélienne ; - de 1931 à 1969 : une période à pluviométrie globalement excédentaire 1 malgré les déficits des années 1941-1942. Dans la zone guinéenne, cette période est caractérisée par une pluviométrie moyenne à excédentaire sauf 11 en 1947 avec des fluctuations très faibles. Les contrastes annuels sont plus prononcés au sahel ; 1 - de 1970 à 1994 : la sécheresse affecte l'ensemble du bassin avec de fortes nuances : dans le domaine guinéen, les déficits ne dépassent pas 20% ; les 1 fluctuations sont plus grandes dans les bassins soudaniens avec des déficits pouvant atteindre 35% (1983) dans le domaine sahélien, les déficits

1 1 dépassent les 40% pour certaines années (1983) ; - à partir de 1995, une légère reprise de la pluviométrie dans l'ensemble du 1 haut bassin, malgré quelques années déficitaires. Au sahel, ces déficits dépassent 20% pour les années 1996 ; 1997 et 2002 ; ils sont au tour de 1 20% en zone soudanienne pour les années 2000 et 2002 et 10% dans la 1 zone guinéenne (2002 et 2005). 1 124 1 1 1 L'évolution spatio-temporelle de la pluviométrie interannuelle à l'échelle 1 décennale et trentennale a été analysée sur la base des paramètres statistiques déterminés au niveau des stations synoptiques représentatives des unités climatiques. 1 Afin d'étendre l'analyse aux années récentes, la répartition temporelle a été faite à partir de 2005. 1 XIII.5.1.2 Variabilité décennale. 1 Le tableau 17 donne les pluies moyennes décennales des principales stations représentatives des différentes unités climatiques du haut bassin. Son analyse permet 1 de noter que : les cumuls pluviométriques enregistrent une nette baisse à partir de la 1 période 1956-1965 dans toutes les localités à l'exception de Bakel où on observe une certaine stabilité de la moyenne décennale ; 1 les plus fortes baisses ont été observées au cours de la décennie 1976- 1985; 1 une légère reprise de la pluviométrie est observée lors de la période 1 1996-2005.

Tableau XI: pluies moyenne décennales au niveau principales stations du haut bassin 1 Stations 1936-1945 1946-1955 1956-1965 1966-1975 1976-1985 1986-1995 1996-05 1961-90 Mamou 1856,2 1959,1 2036,9 1839,1 1734,9 1657,9 1758,1 1799 Labé 1692 1601,4 1790 1624 1424,6 1476,3 1581,5 1545 1 Siguiri 1274 1340 1362,5 1222,6 1203,2 1173,5 1142,6 1209 Keniéba 986,6 1054,2 1085,6 958,3 853,7 918,8 950,6 1164 Kédougou 1259, 1 1370,8 1358,7 1229,8 1022,4 1096,1 1195,8 1179 1 Bamako-Sénou 1139,2 1099,9 1183,4 971,8 836,1 910,8 970,7 934 Kit a 1255,3 1305,6 1311,3 1207,9 1153,3 1040,9 1311,8 922 Bafoulabé 861,0 1002,6 894,9 824,1 736,4 764,8 830,6 818 1 Tambacounda 871,1 762,8 836,5 765,2 756,5 801,4 876,6 775 Bakel 495,8 523,1 500,6 579,7 434,6 524,7 545,4 501 Nioro 599,8 667,6 648,5 459,9 393,7 441,4 477,9 459 1 Nara 497,4 506,7 471,4 423,2 381,7 393,7 386,5 413 Kiffa 254,8 260,3 255,9 237,7 215,5 236,2 210,6 236 1 La figure 33 illustre la baisse générale et progressive des précipitations du domaine guinéen au domaine soudanien. Cette variation spatio-temporelle est mieux perçue à 1 travers les écarts des moyennes décennales par rapport aux normales pluviométriques (1961-1990) enregistrées au niveau des points de mesures (graphique 34). Nous 1 donnons en annexe V les graphiques relatifs aux domaines dimatiques. 1 125 1 1 1\ Ainsi on remarque que: 1 - La décennie 1936-1945 est marquée par une pluviométrie abondante. Toutes les stations enregistrent des totaux supérieurs aux normales de référence 1961-1990. 1 2100 ...... ····························· ...... 1\ 1900·········~············································································································· 1700 ...... ~ -·' x· ... ·· ··························· ················································································ ································· ············································································· .. • -.~ • \ :,, Zones soudananlennes 1500 ···························~~~~··························· ...... , " ,,' ' lP---t-...... --... 1 ; 1300 .., '...... Zooe.sahéllènœ...... 1\ i ·: ••••••••••••• ··~···· :'.1:::::J~t;_~;~;: ••••••••••••••··········· ···························~ 1 ~~ 700

500 ··················································

1 300 ......

Mamou Labé Siguiri Keniéba Kédougou Blro-Sénou Kita Balbulabé Tanba Balœl Nioro Nam Kiftà 1 1 -+ -1936-1945 -- 1946-19S5 --19%-1965 • 1966-1975 -~ -1976-1985 • ... -1986-1995 -+ -1996-2005 1 1 Figure 23: variation des pluies moyennes décennales dans le haut bassin Dans le domaine guinéen, les stations de Labé et Siguiri ont enregistré respectivement 1 des cumuls de 1 694,5 mm et 1 325,5 mm correspondant aux excédents de 9,54% et 5,35% par rapport à la série de référence. C'est à Mamou, avec 3, 16% que le plus 1 faible écart est observé (tableau 18). Les stations de Kéniéba, Kédougou et Bamako Sénou dans la partie sud-soudanienne ont connu des excédents légèrement 1 supérieurs à ceux observés dans le domaine guinéen avec respectivement 8, 14% ; l1 6,49% et 5,66% (tableau 19). 1 1 1 1 1 1 126 1 li 1

Il 40 ...... 11 30 ...... ························································ ~ 2() ------·-·········································· 1 t::"' ~ 10 11 >'-1 0 1

1 Mamou I.abé Siguiri Keniéba Kédougou BBlœko Kita Bafoulabé Tamba Bakel N10ro Nara Kiffa 11~1945 11946-1955 11956-1965 Cl 1%6-1975 D 1976-1985 1 1986-19')5 11996-05

1 Figure 24: écarts à la série de référence 1961-90 des pluies décennales

1 En domaine nord-soudanien, hormis la station de Bafoulabé qui a enregistrée une pluviométrie normale (818mm) correspondant à un déficit de -0, 11 % par rapport à la 1 série de référence, les cumuls sont largement supérieurs à ceux de la période de référence avec des excédents de 23,60% enregistrés à Kita et 7,51% à Tambacounda 1 (tableau 20). Dans le sahel, à l'exception de la station de Bakel qui a enregistrée une pluviométrie légèrement déficitaire (-1,05%), les stations de Nara et Kiffa connaissent 1 d'importants excédents, avec respectivement 20,42% et 7,79%. Le record d'abondance de cette période est détenu par la station de Nioro du sahel avec un 1 excédent de 31, 71 % par rapport à la normale de référence (tableau 21 ). La décennie 1936-1945 est marquée par une pluviométrie excédentaire. Les plus 1 importants écarts ont été enregistrés dans les domaines nord-soudanien et sahélien (tableaux 20 et 21 ). l1 - La décennie 1946-1955 est caractérisée par la poursuite de la hausse de la pluviométrie. Les cumuls sont globalement plus élevés que ceux de la décennie 1 précédente. Les stations de Mamou et Siguiri enregistrent les taux les plus élevés du domaine guinéen avec respectivement 8,88% et 10,80%. Par contre à Labé, l'écart par 1 rapport à la normale pluviométrique est moins important que lors de la décennie précédente (3,68%), tableau 18. En domaine sud-soudanien, les excédents sont 1 supérieurs à ceux observés au sud du bassin. Les stations de Kéniéba, Kédougou et Bamako Sénou enregistrent respectivement des excédents de 17,74%, 10,75% et 1 12,90% (tableau 19). Dans le domaine nord-soudanien, l'abondance est plus marquée. 1 127

1 1 1 1 Les écarts par rapport aux séries de références durant cette période sont supérieurs à 1 ceux des unités climatiques méridionales. Les stations de Bafoulabé et de Kita enregistrent respectivement des excédents de 16,32% et 19,35%. Seule la station de 1 Tambacounda est déficitaire (-5,86%), tableau 20. En domaine sahélien, les excédents enregistrés sont plus importants que ceux de la période précédente. Ils varient entre 1 4,39% enregistré à Bakel ; 45,47% à la station de Nioro du Sahel et 10, 16% à la station de Kiffa. A Nara, ce taux passe à 22,68% (tableau 21 ). 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 . 128 1 1 1 Tableau XII· Paramètres statistiques des pluies décennales dans la zone guinE

1 Périodes Paramètres Da bol a Dalaba Dinguirave Faranah Kankan Kouroussa Labé Mamou Siauiri Movenne 1599 2008 1383 1564 1618 1465 1692 1856 1274 Ecart-tvne 225 202 96 201 126 235 169 260 207 1 ' Coeff. Var 0.14 0.10 0.07 0.13 0.08 0.16 0.10 0.14 0.16 1936-1945 Ecart-série 16.06 8.69 7.38 3.30 10.20 6.04 9.54 3.16 5.35 1 Moyenne 1712 2407 1460 1716 1802 1642 1601 1959 1340 Ecart-tvne 213 414 166 338 166 197 243 365 242 Coeff. Var 0.12 0.17 0.11 0.20 0.09 0.12 0.15 0.19 0.18 1 1946-1955 Ecart-série 24.29 30.27 13.41 13.32 22.73 18.90 3.68 8.88 10.80 Moyenne 1594 2296 1403 1605 1677 1449 1790 2037 1362 Ecart-tvoe 159 170 222 232 245 177 238 208 120 1 Coeff. Var 0.10 0.07 0.16 0.14 0.15 0.12 0.13 0.10 0.09 1956-1965 Ecart-série 15.71 24.24 8.93 5.97 14.24 4.91 15.88 13.20 12.66 Moyenne 1491 1883 1388 1507 1567 1473 1624 1839 1223 1 Ecart-tvoe 174 294 190 167 208 192 212 223 161 Coeff. Var 0.12 0.16 0.14 0.11 0.13 0.13 0.13 0.12 0.13 1 1966-1975 Ecart-série 8.28 1.88 7.82 -0.50 6.72 6.66 5.14 2.20 1.10 ! Moyenne 1241 1663 1227 1508 1383 1331 1424 1735 1203

i Ecart-tvoe 236 205 97 138 202 105 108 203 104

1 Coeff. Var 0.19 0.12 0.08 0.09 0.15 0.08 0.08 0.12 0.09 1 ' 1976-1985 Ecart-série -9.87 -10.01 -4.72 -0.41 -5.77 -3.65 -7.78 -3.58 -0.50 Moyenne 1361 1660 1162 1495 1419 1327 1476 1658 1173 ' 1 Ecart-type 147 212 103 228 268 108 121 166 305 Coeff. Var 0.11 0.13 0.09 0.15 0.19 0.08 0.08 0.10 0.26 1986-1995 Ecart-série -1.20 -10.14 -9.77 -1.30 -3.36 -3.89 -4.42 -7.87 -2.96 1 Movenne 1439 1862 1491 1546 1524 1412 1581 1758 1143 Ecart-tvoe 77 246 177 166 166 90 153 215 125 Coeff. Var 0.05 0.13 0.12 0.11 0.11 0.06 0.10 0.12 0.11 1 1996-2005 Ecart-série 4.50 0.74 15.81 2.08 3.85 2.27 2.38 -2.30 -5.52 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1 1\ 1 Mov 1377 1848 1288 1514 1468 1381 1545 1799 1209 Série 1960- Ecart-tvpe 216 358 184 194 225 166 215 228 162 Il 91 CoefVar 0.16 0.19 0.14 0.13 0.15 0.12 0.14 0.13 0.13 1: 1 1 1 1 1:

1 ! 11 1 Il l1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 - La décennie 1956-1965 est caractérisée par la poursuite de la hausse 1 pluviométrique, du moins dans la partie sud du haut bassin. En effet, on observe une augmentation des écarts par rapport aux normales pluviométriques de Mamou à Kita. 1 Les excédents dépassent 12% au niveau des trois stations du domaine guinéen (tableau 18). En domaine sud soudanien, ce taux est un peu plus important avec 1 16, 70% à Kéniéba, 16,26% à Bamako-Sénou. C'est à Kédougou que le faible écart a été observé (11,24%); tandis que la station de Kita, située à la lisière des deux unités 1 climatiques du domaine soudanien, enregistre le plus fort excédent de la décennie (28,40%). A partir de cette station, en allant vers le nord, les écarts deviennent 1 inférieurs à ceux de la période précédente (tableau 19). La variabilité des pluies, au cours de cette période, est plus prononcée au niveau des deux dernières stations du 1 domaine nord soudanien. A Bafoulabé, les excédents sont estimés à 3,82%; tandis qu'à la station de Tambacounda une pluviométrique déficitaire (-4,38%) a été 1 enregistrée (tableau 20). Dans le sahel, exceptée la station de Bakel qui a connu une pluviométrique normale (-0, 10% de déficit), les excédents sont inférieurs à ceux de la 1 décennie précédente mais demeurent importants : 14, 13% à Nara et 8,30% à Kiffa. C'est la station de Nioro du sahel qui enregistre le plus grand écart 41,32% (tableau 1 21). - La décennie 1966-1975 marque le début de la baisse des pluies dans le haut 1 bassin avec cependant des totaux pluviométriques supérieurs aux normales. Les excédents par rapport aux normales pluviométriques sont inférieurs à ceux de la 1 décennie 1936-1945. Dans le domaine guinéen, les excédents ont varié entre 5, 14% à Labé et 1, 10% à Siguiri tandis que Mamou a enregistré un taux de 2,20% (tableau 18). 1 Dans les domaines soudaniens, les cumuls pluviométriques sont supérieurs à la normale jusqu'à Kita, station située à la lisière des deux unités climatiques qui 1 constituent le domaine soudanien. Les excédents fluctuent entre 5,62% à Kéniéba et 2,64% à Kédougou. A partir de la station de Kita qui a enregistré un excédent de 1 5,44%, par contre, on observe une pluviométrie déficitaire avec des écarts par rapport aux normales de -4,38% à Bafoulabé et -5,57% à Tambacounda (tableaux 19 et 20). 1 Dans le sahel, la pluviométrie encore excédentaire même si les totaux sont très proches de la normale à Nioro du sahel (0,22%) et Kiffa (0,58%). Les stations de Nara 1 et Bakel enregistrent des excédents plus importants avec respectivement 2,47 et 1 15,68%. 1 131

1 1 1 1 1 - La décennie 1976-1985 est marquée par une baisse drastique des pluies 1 moyennes décennales. Toutes les stations au cours de cette période sont déficitaires. Dans la zone guinéenne, seule la station de Siguiri a enregistré une pluviométrie 1 proche de la normale (-0,50%). Par contre, les stations de Mamou et Labé enregistrent des déficits plus ou moins importants avec respectivement -3,58% et - 1 7, 78% (tableau 18). Dans la zone soudanienne, les déficits ont fluctué entre -2, 16% à Kédougou et -12, 19% à Kéniéba au sud (tableau 19). Dans la partie nord, ils ont 1 Tableau XIII: Caractéristiques statistiques des pluies décennales dans le domaine sud soudanien

~ ... a:s ::, ·c: 0 ,G) 0 1 a:s .5 O> C: ~ -a:s a:s a:s - ::, -CD .c ::, E a:s a:s J::. .c ë5 >- ~ ,o C: -CD 1 ~ a:s O> 0 1 e a:s 0 C: E -CD ... :;:; C: O> C: "C e ~ -CD ::, 0 Q) -CD a:s U) ~ a:s a:s a:s 0 >- a:s Périodes a.. Q) m Cl) m C) C> ~ ~ Cl) lL .c ~ ::, Cl) Movenne 1171 987 1045 1234 855 1259 1129 1215 1255 1132 1 Ecart-type 166 140 204 175 121 246 160 173 177 161 1936- Coeff. Var 0.14 0.14 0.20 0.14 0.14 0.20 0.14 0.14 0.14 0.14 1 ' 1945 Ecart-série 5.28 5.66 1.00 5.21 7.20 8.14 6.98 13.76 6.49 3.17 Moyenne 1252 1054 1147 1319 914 1371 1206 1299 1306 1303 Ecart-tvoe 125 106 164 132 92 305 121 130 327 345 1 1946- Coeff. Var 0.10 0.10 0.14 0.10 0.10 0.22 0.10 0.10 0.25 0.26 1955 Ecart-série 12.49 12.90 10.82 12.42 14.54 17.74 14.32 21.56 10.75 18.76 Movenne 1286 1086 1055 1324 990 1359 1208 1335 1311 1342 1 , Ecart-tvoe 126 106 148 132 157 165 148 130 168 475 1956- Coeff. Var 0.10 0.10 0.14 0.10 0.16 0.12 0.12 0.10 0.13 0.35 1965 Ecart-série 15.55 16.26 1.94 12.85 24.10 16.70 14.46 24.95 11.24 22.32 1 Movenne 1204 958 1049 1261 836 1230 1145 1236 1208 1067 Ecart-tvoe 153 129 237 179 215 256 203 227 138 184 1966- Coeff. Var 0.13 0.13 0.23 0.14 0.26 0.21 0.18 0.18 0.11 0.17 1 1975 Ecart-série 8.18 2.63 1.35 7.50 4.71 5.62 8.50 15.69 2.47 -2.78 Moyenne 983 854 890 1039 713 1022 924 806 1153 955 Ecart-tvoe 124 134 123 141 83 190 94 371 208 170 1 1976- Coeff. Var 0.13 0.16 0.14 0.14 0.12 0.19 0.10 0.46 0.18 0.18 1985 Ecart-série -11.6 -8.57 -14.02 -11.42 -10.60 -12.19 -12.41 -24.53 -2.16 -12.96 Movenne 1030 919 974 1094 754 1096 1053 1099 1041 1000 1 1 Ecart-tvoe 88 138 143 202 208 149 193 275 166 119 1986- Coeff. Var 0.09 0.15 0.15 0.19 0.28 0.14 0.18 0.25 0.16 0.12 1995 Ecart-série -7.46 -1.60 -5.88 -6.76 -5.52 -5.86 -0.27 2.90 -11.69 -8.88 1 Moyenne 1110 950 995 1164 811 1196 1047 1175 1312 976 Ecart-tvoe 111 108 99 131 81 116 128 187 218 199 1996- Coeff. Var 0.10 0.11 0.10 0.11 0.10 0.10 0.12 0.16 0.17 0.20 1 2005 Ecart-série -0.19 1.77 -3.85 -0.79 1.63 2.71 -0.78 9.97 11.28 -11.04 Moyenne 1113 934 1035 1173 798 1164 1055 1068 1179 1097 Ecart- 1 type 173 143 180 190 202 242 181 331 183 338 1961-90 Coeffvar 0.16 0.15 0.17 0.16 0.25 0.21 0.17 0.31 0.16 0.31 1 1 132 1 11 1 fluctué entre -14,56% à Bafoulabé et -6,64% à Tambacounda (tableau 20). Dans le Il sahel, les déficits sont globalement plus importants. La station de Nioro du sahel est la plus déficitaire de cette décennie avec un écart par rapport à la normale de -14,20%; 1 elle est suivie de celle de Bakel (-13,27%). les stations de Nara et Kiffa ont enregistré respectivement des déficits de -7,59% et -8,82% (tableau 21 ). 1 La péjoration pluviométrique qui a caractérisé cette période 1976-1985 s'explique par les importants déficits enregistrés pendant les années 1983 et 1984. Pour Gil Mahé 1 (2006), c'est principalement le nombre d'évènements pluvieux qui a diminué durant le cœur de la saison des pluies, même si ce résultat très général peut-être localement 1 contrarié. Au Sud du 9-10°N, la durée de la saison des pluies est également modifiée selon les années (LeBarbé et al., 2002). Kouassi Amani Michel (2007) explique la 1 sécheresse des années dix-neuf cent soixante-dix en citant plusieurs auteurs : les années les plus sèches sont celles pendant lesquelles la zone de convergence 1 Intertropicale descend le plus au Sud (Lahuec et al., 1997). Il a été observé une forte récession de l'activité convective. La sécheresse des années 1970 pourrait s'expliquer 1 par le fait que la structure synoptique des systèmes pluviogènes s'est fortement modifiée. l'efficacité convective de ces systèmes a considérablement diminué et a été 1 accompagné par un déclenchement plus tardif que de coutume du mouvement de la zone de convergence intertropicale vers le Sud (Fontaine et Janicot, 1993). La 1 persistance des sécheresses observées n'est pas à relier d'emblée au changement climatique global, aux problèmes relatifs à l'effet de serre et au réchauffement de la 1 planète, car de grandes sécheresses (1680-1690, 1730-1750 et 1820-1840) sont aussi apparues au cours des siècles passés où les phénomènes anthropiques actuels 1 de perturbation du climat étaient négligeables (Fontaine et Janicot, 1993). - La décennie 1986-1995 est caractérisée par la poursuite des déficits même s'ils 1 sont, dans l'ensemble, moins importants que ceux observés au cours de la période précédente. En zone guinéenne, les déficits enregistrés sont plus sévères que ceux 1 de la période précédente et varient entre -7,87% à Mamou et-4,42% à Labé. A Siguiri, l'écart à la série de référence est estimé à -2,96% (tableau 18). Les domaines 1 soudaniens ont connu des déficits moins importants par rapport à la période1976- 1 1985. Les stations de Bamako Sénou, Kita et Tambacounda ont enregistré une pluviométrie presque normale avec respectivement -1,60%, -1, 18% et -1, 10% de 1 déficits. Les stations de Kédougou (-11,69%) et Bafoulabé (-11,26%) ont enregistré les plus grands écarts (tableaux 19 et 20). Dans le sahel, les déficits sont moins 1 133 1 Il 11 prononcés. Ils varient entre -4, 68% à Nara et 0, 06% à Kiffa. La station de Nioro du 11 sahel enregistre un écart de -3,82% par rapport à la normale. La station de Bakel a enregistré une pluviométrie supérieure à celle de la série de référence, avec un 1 excédent de 4,71 % (tableau 21 ). 1 Tableau XN: Caractéristiques statistiques des pluies décennales des principales stations du 1 domaine nord soudanien CIi "O -G) 1/) C: ïii 0 :::, C: .c 1/) CIi CIi 1/) ~ CIi 0 0 -~ CIi :1:: -~ 0 ~ :i m .c 0 -G) Cl) ;a5 :::, 0 :::, .... CIi "O ::.::: CIi :::, Cl >, 1 E 0 .c ë5 J2 :::, ë5 "O 0 CIi 0 0 ·c: ~ ..... E ::.::: m (!) 0 =ë CIi -G) CIi CIi ai CIi m a. a...... (!) Cl) lL 1 Moyenne 1139 842 871 828 861 875 897 845 976 982 Ecart-tvoe 278 168 255 169 168 124 127 120.5 138.5 161.51 Coeff. Var 0.24 0.20 0.29 0.20 0.19 0.14 0.14 0.14 0.14 0.16 1 1936- Ecart- 1945 série 23,56 7.76 12.35 13.79 5.22 4.54 5.14 1.27 1.02 2.88 Movenne 1100 970 763 851 1003 935 958 902 1042 975 1 Ecart-tvoe 215 127 148 114 180 94 96 90.15 104.5 179.92 Coeff. Var 0.20 0.13 0.19 0.13 0.18 0.10 0.10 0.10 0.10 0.18 1946- Ecart- 1955 série 19,30 24.16 -1.63 16.86 22.52 11.71 12.34 8.02 7.94 2.16 1 Movenne 1183 906 837 891 895 968 1041 971 1122 1103 Ecart-type 188 152 160 171 178 89 157 120.6 142 157.4 Coeff. Var 0.16 0.17 0.19 0.19 0.20 0.09 0.15 0.12 0.13 0.14 1956- Ecart- 1 1965 série 28,35 15.97 7.88 22.43 9.35 15.70 22.04 16.34 16.18 15.56 Moyenne 972 824 765 743 824 858 897 779 898 920 Ecart-type 108 195 168 137 160 182 192 133.5 115.4 172.55 1 Coeff. Var 0.11 0.24 0.22 0.18 0.19 0.21 0.21 0.17 0.13 0.19 1966- Ecart- 1975 série 5,40 5.38 -1.32 2.07 0.71 2.52 5.15 -6.69 -7.05 -3.60 1 Movenne 836 752 757 658 736 726 747 684 755 785 Ecart-tvoe 126 136 207 151 92 83 102 139.0 147.7 117.44 Coeff. Var 0.15 0.18 0.27 0.23 0.12 0.11 0.14 0.20 0.20 0.15 1976- Ecart- 1 1985 série -9.31 -3.83 -2.44 -9.59 -10.01 -13.3 -12.42 -18.12 -21.8 -17.73 Moyenne 911 758 801 715 765 843 812 798 971 897 Ecart-tvoe 133 148 194 117 181 207 97 68.65 262.1 95.66 Coeff. Var 0.15 0.20 0.24 0.16 0.24 0.25 0.12 0.09 0.27 0.11 1 1986- Ecart- 1995 série -1.22 -3.00 3.35 -1.78 -6.54 0.76 -4.80 -4.46 0.50 -5.97 Movenne 971 827 877 754 831 829 794 802 925 913 1 Ecart-tvoe 120 83 205 107 83 83 119 80.16 92.48 144.18 Coeff. Var 0.12 0.10 0.23 0.14 0.10 0.10 0.15 0.10 0.10 0.16 1996- Ecart- 2005 série 5.28 5.85 13.05 3.64 1.49 -0.89 -6.97 -3.99 -4.23 -4.29 1 Moyenn e 922.0 1068 775.4 728.0 818.0 837.0 853.1 835 966 954 Ecart- 1 type 186.9 330.9 189.2 164.3 125.0 143.6 138.3 136.7 180.2 173.94 Coeff 1 1961-90 var 0.20 0.31 0.24 0.23 0.15 0.17 0.16 0.16 0.19 0.18

1 134 1 li li1 - La décennie 1996-2005 marque la fin des déficits généralisés, du fait de la li reprise pluviométrique entamée à partir du milieu des années 1990, avec cependant une dualité aux deux extrémités sud et nord du bassin. Dans le domaine guinéen 11 seule la station de Labé est excédentaire (2,38%); les stations de Mamou et Siguiri enregistrent respectivement des déficits de -2,30% et -5,52% (tableau 18). En zones 1 soudaniennes, à l'exception de la station de Bamako-Sénou qui enregistre une pluviométrie presque normale avec 1, 77%, on observe le retour d'une pluviométrie 11 excédentaire. Les stations de Kédougou et Tambacounda ont enregistré 11 respectivement 11,28 et 8, 16% d'excédents (tableaux 19 et 20). 1 1 1 1

1 1 1 1

1 ! 1 1 1 _ 135 1 Tableau XV: Paramètres statistiques des pluies décennales dans le sahel

Nioro du Périodes Paramètres Nara Sélibabv sahel Kiffa Kaédi Boa hé Kayes Kidira Bakel Ambidédi Diamou Oussibidiagna Sandaré Ge Movenne 497 633 600 255 425 324 794 833 496 780 802 859 817 Ecart-type 88 225 106 45 161 89 229 208 108 143 147 157 150 Coeff. Var 0.18 0.36 0.18 0.18 0.38 0.28 0.29 0.25 0.22 0.18 0.18 0.18 0.18 1 1936-1945 Ecart-série 20.42 22.99 30.71 7.79 42.02 27.47 25.83 45.11 -1.05 6.63 10.32 5.19 17.03 1 Movenne 507 717 668 260 396 342 838 762 523 778 841 892 828 Ecart-tvoe 58 120 145 26 77 73 86 139 89 100 125 165 86 Coeff. Var 0.11 0.17 0.22 0.10 0.19 0.21 0.10 0.18 0.17 0.13 0.15 0.18 0.10 1 1946-1955 Ecart-série 22.68 39.30 45.47 10.16 32.30 34.46 32.87 32.62 4.39 6.34 15.69 9.12 18.60 1 Movenne 471 633 648 256 449 312 740 700 501 805 793 850 818 Ecart-type 94 121 94 13 59 52 85 94 162 122 114 87 132 Coeff. Var 0.20 0.19 0.14 0.05 0.13 0.17 0.12 0.13 0.32 0.15 0.14 0.10 0.16 1 1956-1965 Ecart-série 14.13 22.86 41.32 8.30 50.10 22.79 17.26 21.85 -0.10 10.04 9.13 3.98 17.12 1 Moyenne 423 512 460 238 316 268 627 584 580 652 678 733 682 Ecart-tvpe 79 150 92 90 92 90 123 137 160 142 115 164 164 Coeff. Var 0.19 0.29 0.20 0.38 0.29 0.33 0.20 0.23 0.28 0.22 0.17 0.22 0.24 1966-1975 Ecart-série 2.47 -0.56 0.22 0.58 5.40 5.63 -0.64 1.65 15.68 -10.85 -6.69 -10.26 -2.32 Moyenne 382 445 394 216 223 226 598 522 435 548 583 625 587 Ecart-type 124 81 98 80 35 47 113 111 111 100 77 83 72 Coeff. Var 0.33 0.18 0.25 0.37 0.16 0.21 0.19 0.21 0.25 0.18 0.13 0.13 0.12 1976-1985 Ecart-série -7.59 -13.54 -14.20 -8.82 -25.65 -11.03 -5.16 -9.11 -13.27 -25.01 -19.74 -23.48 -15.88 - Moyenne 394 536 441 236 261 237 629 553 525 563 587 662 605 Ecart-tYoe 106 107 110 73 91 37 225 154 123 99 72 86 133 Coeff. Var 0.27 0.20 0.25 0.31 0.35 0.16 0.36 0.28 0.23 0.18 0.12 0.13 0.22 1986-1995 Ecart-série -4.68 -79.64 -3.82 -0.06 -12.67 -6.91 -0.23 -3.72 4.71 -23.03 -19.22 -18.96 -13.31 - Moyenne 387 565 478 211 331 286 637 556 545 677 704 713 693 Ecart-tvoe 62 133 97 50 135 161 142 264 164 130 177 169 167 Coeff. Var 0.16 0.24 0.20 0.24 0.41 0.56 0.22 0.47 0.30 0.19 0.25 0.24 0.24 1996-2005 Ecart-série -6.42 9.73 4.14 -10.89 10.44 12.46 1.04 -3.15 8.84 -7.36 -3.18 -12.79 -0.71 Movenne 413 515 459 236 299 254 630.9 574.3 501.1 731 727 817 698 Ecart-tvoe 111 140 127 77 101 68 121 145 144 167 154 209 206 1961-90 Coeff var 0.27 0.27 0.28 0.32 0.34 0.27 0.19 0.25 0.29 0.23 0.21 0.26 0.30 ------1 1

Dans le sahel, les stations de Nioro du sahel avec 4, 14% et Bakel 8,84% retrouve une 1 1 pluviométrie supérieure à celle de la série de référence. Les stations de Nara et Kiffa 1 restent déficitaires avec respectivement -6,42 et -10,89% (tableau 21 ). Ces constats corroborent les conclusions auxquelles sont parvenus plusieurs auteurs 1 (Sandra Ardoin, 2004, Mahé et L'Hôte, 2004, Daï et al., 2004; 2003; Ozer et al., 2003; L'Hôte et al., 2002, Ouédraogo, 2001) de nombreuses études (ponctuelles ou 1 régionales) qui sont unanimes sur le fait que les cumuls pluviométriques annuels des décennies 1970 et 1980 se caractérisent par une diminution sensible de la pluviométrie 1 en Afrique de l'Ouest. Ces résultats soulignent les déficits persistants et généralisés qui i ont marqué les décennies 1976-1985 et 1986-1995. Ceci s'est traduit par un manque 1 d'eau qui a conduit à une longue et sévère sécheresse qui a affecté la région. En plus des variations temporelles, il faut prendre en compte les variations spatiales 11 des précipitations. Cette variabilité spatiale sera illustrée par la cartographie des isohyètes trentenaires et décennales. Ces cartes offrent un support de visualisation et

1 1 de synthèse. Elles permettent de quitter la vision réduite à un point pour une vision globale de la pluie à l'échelle de la zone étudié. Elles ont été établies par interpolation 11 de l'information pluviométrique. L'interpolation consiste à obtenir une estimation d'une variable (ici la pluie) en tout point, dans le but d'obtenir une image d'ensemble du 1 phénomène tel qu'il se déploie dans l'espace Bodian (2011 ). Ce constat est illustré par la carte de distribution des pluies moyennes décennales Il dans le haut bassin (figure 35). On note une répartition assez zonale des précipitations i conformément au gradient pluviométrique décroissant sud-nord. Au nord du bassin, on •1 passe de 240 mm de pluie moyenne décennale (1936-1945) à 180 mm en 2005 soit une baisse de 17% des apports. En zone à faible pluviométrie, une telle baisse n'est 1 pas négligeable. Cette proportion passe à 13% au sud où l'on passe d'une moyenne de Il 1663 mm pour la période (1936-45) à 1450 mm pour la décade (1986-95). 11 1 11 •1 137 11 11

1 Il 1 1 1 1 11 1936-1945 1946-1955 11 1: 11! 1 1 ...'°" 1 1956-1965 1966-1975 1 1 1 1 1 1 1976-1985 1986-1995 1 138 1 11 1

1 e,rœ Pluies anales (mm) 1 260-540 Il 550. 790 000-1 OOJ li 1100 -1300 1400-1600 1 1700-2200 1996-2005 1 Figure 25: carte de distribution spatiale des pluies moyennes décennales dans le haut bassin

1 On remarque, à travers des décennies, une remontée et /ou une descente des isohyètes ou leur changement de configuration. 1 L'examen des écarts-types et des coefficients de variation ne permet pas de définir une répartition spatio-temporelle bien déterminée de ces paramètres. En effet, les figures 1 36 et 37 élaborées pour une restitution spatio-temporelle des valeurs caractéristiques de la dispersion (écart-types et des coefficients de variation) des pluies décennales dans le 1 haut bassin du fleuve Sénégal montrent que la dispersion des pluies moyennes 1 décennales n'est pas zonale. 1 1 1 1 1 1935-1946 1946-1955 1 1 139 1 ~

1 Il 1 11 1 1 1

1 11

1 11' 1956-1965 1966-1975 1 1 1 1 1 1 1976-1985 1986-1995 1 1 1 1 1 1996-2005

Figure 26: cartes de distribution spatiale des coefficients de variations des pluies décennales dans le haut 1 bassin 1 140 1 11 1 111

1 1

1 Il

! 1\ 111 1\ 1936-1945 1946-1955 1 1 1 'îy 1 .. _

1 .... n- 7n ""'""' "'" 1956-1965 1966-1975 1 !

1 1 1 1 ! 1 1

..,, 1 - n- 7n ,..,""' 1976-1985 1986-1995 1 1 141 1 1

l 1 1 1 egende 11 1

1 1 1996-2005

Figure 27: Cartes de distribution spatiale des écart-types des pluies décennales dans le haut bassin 1 1

1 XIII.5.1.3 Variabilité trentennale. L'analyse des cumuls pluviométriques montre une baisse progressive des 1 moyennes dans l'ensemble du haut bassin sauf à Bakel où on note une certaine stabilité autour de 500 mm des valeurs enregistrées, malgré la rupture pluviométrique observée 1 dans la région autour des années 1970. La faible variation des moyennes entre les périodes 1966-1995 et 1976-2005 confirme les conclusions de nombreuses études quant 1 à la persistance de la sécheresse qui sévit dans la région depuis plus de quarante ans. Tableau XVI : moyenne décenna es aux pnna· ·paes 1 sta r ions d u h a ut bassm 1 Stations 1936-1965 1946-1975 1956-1985 1966-1995 1976-2005 Série 1961-90 Mamou 1950,8 1945,0 1870,3 1743,9 1717,0 1799 Labé 1694,5 1671,8 1612,8 1508,2 1494,1 1545 1 Siauiri 1325,5 1308,4 1262,8 1199,8 1173,1 1209 Keniéba 1329,6 1319,8 1203,6 1116, 1 1104,8 1164 Kédouaou 1290,7 1274,9 1224,2 1134, 1 1168,7 1179 1 Bko-Sénou 1042,1 1032,7 965,9 910,3 907,6 934 Kita 1140,8 1085,0 997,1 906,2 905,9 922 Bafoulabé 919,5 818,48 818,48 775,13 777,27 818 Tambacounda 823,48 786.06 786,06 774,35 811,5 775 1 Bakel 506,5 534,5 505,0 513,0 501,6 501 Nioro 638,6 592,0 500,7 431,7 437,7 459 Nara 491,9 467,1 425,5 399,6 387,3 413 1 Kiffa 257,0 251,3 236,4 229,8 220,8 236 1 1 1 142 1 Il 11

2100~------~ .... ' . Il · .... ,~. 1700 ...... ·········'-~·,···· ·, ·,.,. '· ' Zones sowanailes Il î 1300 .... · ·················· ·············· -''~!·:~ ··:·=":·~::-~:-:-··:~_.' 1 -~~ ·, :.~::: ~:::: ~. .El 1: <>-. 900 ...... ------·-············ ••••••••••••••• ···········------·······················----·····-~ •p • - • - • - - - ~:-~-~-li',<~, ...... ·, ... ~ ... l.one guinéenne <~.~ 1 500 ··············································

Mamou Labé Kayes Balœl Nioro Nara 1 -• -1936-1965 -• - 1946-1975 - · -· -1956-1985 X 1966-1995 -1976-2005 Figure 28: variation des pluies trentennales dans le haut bassin

1 La figure 38 illustre la variation des pluies moyennes trentennales dans les localités abritant les postes synoptiques. Elle met en évidence une baisse des précipitations 1 suivant un gradient sud-nord. Cette variation spatio-temporelle a été analysée à travers les écarts des pluies trentennales par rapport aux normales enregistrées au niveau des 1 points de mesures. Ainsi, la figure 39 illustre la variabilité de la pluviométrie des différentes unités climatiques au pas de temps trentennal au niveau des principales 1 stations ; les graphiques relatifs aux autres stations sont reportés en annexes V.

1 ~~------~. 1 ~+·······································································································································································································································=·························································, 30 1 1

1 -w~------~ Mamou l.abé Siguùi Keniéba Kédougou Bmniko Kita Befoulabé Tani,a Bakel Nioro Nan Kiflà 1 • 1936-1965 • 1946-1975 a 1956-1985 a 1966-1995 111976-2005 Figure 29: écarts à la série de référence 1961-1990 des pluies décennales 1 1 1 143 1 Tabl XVII: P è d d - é période Paramètres Dabola Dalaba Dinauiraye Faranah Kankan Kouroussa Labé Mamou Siguiri Pita Tougué Mali Faléa Moyenne 1634.7 2237 1415 1628 1699 1518 1694 1951 1325 1839 1713 1606 1536 Ecart-tvoe 202 322 167 263 195 217 226 285 193 261 293 283 204 Coeff. Var 0.12 0.14 0.12 0.16 0.11 0.14 0.13 0.15 0.15 0.14 0.17 0.18 0.13 1936-1965 Ecart-série 18.69 21.07 9.91 7.53 15.72 9.95 9.70 8.41 9.60 17.67 16.46 -0.87 7.96 Movenne 1599 2195 1417 1609 1682 1521 1672 1945 1308 1719 1649 1584 1520 Ecart-tvoe 199 376 190 261 224 202 239 277 186 342 263 272 258 Coeff. Var 0.12 0.17 0.13 0.16 0.13 0.13 0.14 0.14 0.14 0.20 0.16 0.17 0.17 1946-1975 Ecart-série 16.1 18.8 10.1 6.3 14.6 10.2 8.2 8.1 8.2 10.0 12.1 -2.2 6.87 Movenne 1442 1947 1339 1540 1542 1418 1613 1870 1263 1617 1569 1556 1391 Ecart-type 239 347 190 183 245 169 242 241 145 262 276 246 308 Coeff. Var 0.17 0.18 0.14 0.12 0.16 0.12 0.15 0.13 0.11 0.16 0.18 0.16 0.22 1956-1985 Ecart-série 4.71 5.37 4.01 1.69 5.06 2.64 4.41 3.94 4.42 3.46 6.64 -3.98 -2.21 Movenne 1365 1735 1259 1503 1456 1377 1508 1744 1200 1495 1427 1684 1288 Ecart-tvpe 210 255 164 175 234 153 172 206 202 216 167 217 240 Coeff. Var 0.15 0.15 0.13 0.12 0.16 0.11 0.11 0.12 0.17 0.14 0.12 0.13 0.19 1966-1995 Ecart-série -0.93 -6.09 -2.22 -0.74 -0.80 -0.30 -2.36 -3.08 -0.79 -4.38 -2.98 3.90 -9.46 Moyenne 1347 1728 1287 1516 1442 1357 1494 1717 1173 1535 1397 1693 1282 ecart-tvoe 181 234 189 176 217 106 141 194 194 251 158 220 168 Coeff. Var 0.13 0.14 0.15 0.12 0.15 0.08 0.09 0.11 0.17 0.16 0.11 0.13 0.13 1976-2005 Ecart-série -2.2 -6.5 -0.1 0.1 -1.8 -1.8 -3.3 -4.6 -3.0 -1.8 -5.0 4.5 -9.89 Movenne 1377 1848 1288 1514 1468 1381 1545 1799 1209 1563 1471 1621 1330 Ecart-tvoe 216 358 184 194 225 166 215 228 162 230 204 282 264.20 1961-1990 Coeff. Var 0.16 0.19 0.14 0.13 0.15 0.12 0.14 0.13 0.13 0.15 0.14 0.17 0.20

144 i------11

Il1 La période 1936-1965 est marquée par une pluviométrie abondante. Toutes les 1 stations enregistrent des totaux supérieurs aux normales de référence 1961-1990. Dans le domaine guinéen, les excédents sont légèrement inférieurs à 10%. Les stations de 1 Labé et Siguiri ont enregistré des taux similaires 9, 70% et 9,60%. Celle de Mamou a le plus faible écart (8,41 % ), tableau 23. En domaine sud soudanien, les stations de 1 Kéniéba et Bamako Sénou ont connu des excédents légèrement supérieurs à ceux observés dans le domaine guinéen avec respectivement 14, 19% et 11, 61 % ; alors que la station de Kédougou enregistre un excédent proche de ceux du domaine guinéen Il1 (9 ,50%), tableau 24. En domaine nord-soudanien, à l'exception de la station de Kita qui 1 a enregistré un excédent (23, 7 4%) supérieur a ceux enregistrés au sud, les stations de Bafoulabé (6,68%) et Tambacounda (1,65%) ont enregistré des excédents plus ou moins 11 importants (tableau 25). Dans le sahel, à l'exception de la station de Bakel qui a 1 enregistré une pluviométrie presque normale (1,08% d'excédent), les stations de Nioro 1 du sahel et Nara enregistrent d'importants excédents, respedivement 39, 17% et 19,08% tandis que la station de Kiffa avec un excédent de 8, 75%, a enregistré un taux proche de 1 ceux des stations du domaine guinéen (tableau 26). 1 1 1 l1 1 1 1 1 1

1 145 1 Tabl XVIII: C d es p 1 . 1t1 d led d d Périodes Paramètres Makana Bamako-Sénou Bamako anc Aé Guéné-goré Kati-haut Keniéba Sagabari Fongolimby Kédougou Sarava Movenne 1236 1042 1082.40 1292 920 1330 1181 1283 1291 1259 Ecart-tvoe 144 122 173.60 149 134 242 144 150 229 351 Coeff. Var 0.12 0.12 0.16 0.11 0.15 0.18 0.12 0.12 0.18 0.28 1936-1965 Ecart-série 6.54 6.07 4.59 6.08 8.48 7.80 6.03 8.64 5.52 12.17 Movenne 1247 1033 1083.59 1301 913 1320 1186 1290 1275 1237 Ecart-tvoe 135 123 186.17 147 170 249 158 168 224 364 Coeff. Var 0.11 0.12 0.17 0.11 0.19 0.19 0.13 0.13 0.18 0.29 1946-1975 Ecart-série 7.47 5.11 4.70445 6.81 7.10 7.01 6.51 9.22 4.23 10.23 Movenne 1157 966 998 1208 846 1204 1092 1126 1224 1121 Ecart-tvoe 184 154 187.05 192 193 245 194 344 180 342 Coeff. Var 0.16 0.16 0.19 0.16 0.23 0.20 0.18 0.31 0.15 0.30 1956-1985 Ecart-série -0.24 -1.69 -3.58 -0.84 -0.19 -2.41 -1.93 -4.67 0.08 -0.11 Movenne 1072 910 970.90 1131 768 1116 1041 1047 1134 1007 Ecart-tvoe 154 136 181.30 195 181 215 188 340 181 161 Coeff. Var 0.14 0.15 0.19 0.17 0.24 0.19 0.18 0.32 0.16 0.16 1966-1995 Ecart-série -7.59 -7.35 -6.18 -7.14 -9.48 -9.50 -6.58 -11.32 -7.28 -10.28 Movenne 1041 908 953 1099 759 1105 1008 1027 1169 977 Ecart-tvoe 118 129 127.32 164 139 166 152 321 222 161 Coeff. Var 0.11 0.14 0.13 0.15 0.18 0.15 0.15 0.31 0.19 0.16 1976-2005 Ecart-série -10.27 -7.63 -7.92 -9.80 -10.45 -10.42 -9.51 -13.05 -4.45 -12.97 Movenne 1113 934 1035 1173 798 1164 1055 1068 1179 1097 Ecart-tvoe 173 143 180 190 202 242 181 331 183 338 1961-1990 Coeff var 0.16 0.15 0.17 0.16 0.25 0.21 0.17 0.31 0.16 0.31

146 ------Il 11 1 i - La période 1946-1975 marque le début de la baisse des pluies dans le haut 1\ bassin, avec cependant des totaux pluviométriques supérieurs aux normales 1 pluviométriques. Les excédents sont, d'une manière générale, légèrement inférieurs à 11 ceux de la période précédente. Dans le domaine guinéen, les écarts par rapport aux séries de références ont très peu varié (entre 8,09% à Mamou et 8,23% à Labé). La 1 station de Siguiri a enregistré un taux de 8, 19% (tableau 23). Au sud du domaine soudanien, les écarts ont varié entre 13,35% à Kéniéba et 8, 15% à Kédougou. La station 1 de Bamako-Sénou a enregistré un taux de 10,60% (tableau 24). Ces écarts ont fluctué un peu plus au nord, entre 17,68% à Kita et -2,73% à Tambacounda, seule station 111 déficitaire. La station de Bafoulabé a enregistré un taux 5,25%. Les écarts par rapport 1 aux normales pluviométriques de ces stations du nord soudanien sont moins importants par rapport à ceux enregistrés au cours de la période précédente (tableau 25). Dans le sahel, les écarts par rapport aux séries normales connaissent une amplitude plus grande 1 (29% à Nioro du sahel et 6,35% à Kiffa). Les cumuls pluviométriques enregistrés au cours de cette période sont faibles par rapport à ceux de la période précédente. Seule la 1 station de Bakel (6,66%) est excédentaire par rapport à la période précédente (tableau 26). 1 - La période 1956-1985 est caractérisée par la poursuite de la baisse des précipitations dans le haut bassin avec cependant des totaux pluviométriques supérieurs 1 aux normales. Les excédents par rapport aux normales pluviométriques sont nettement inférieurs à ceux de la période précédente. Dans le domaine guinéen, ces excédents ont 1 très peu varié et sont légèrement supérieurs à la moitié de ceux de la période précédente. La station de Siguiri a enregistré le plus grand écart à la série (4,42%) suivie 1 de peu par celle de Labé (4,41%) tandis que Mamou a enregistré un taux de 3,94% (tableau 23). Dans le domaine sud soudanien, la fluctuation des écarts à la série est 1 encore plus faible (entre 3,38 à Kéniéba et 3,85% à Kédougou). Les excédents enregistrés au cours de cette période sont inférieurs au tiers de la période précédente, à 1 l'exception de la station de Kédougou qui garde la même proportion que celles du 1 domaine guinéen (tableau 24). En domaine nord soudanien, seule la station de Kita est excédentaire (8, 14%); les stations de Bafoulabé et Tambacounda enregistrent 1 respectivement des écarts de -5,04 et -2,59% (tableau 25). Dans le sahel, les excédents sont supérieurs à ceux de la période précédente. Ils varient entre 9, 11 enregistré à Nioro 1 du sahel et Kiffa qui a enregistré une pluviométrie très proche de la normale (0,02%

1 147

1 1 , _. -r 1 . Tabl XIX:C taf ·· d 1t1 d · - -· les sta·· du d 'd d- -· Périodes Paramètres Kita Toukoto Tamba Kolokani Bafoulabé Oualia Gourbassi Faladyé Faléa Galougo Sadiola Moyenne 1141 906 823 857 920 926 965 1019.767 1535.51 906.19 1046.623 Ecart-tvoe 224.71 153.98 192.62 150.83 179.91 107.42 138.33 171.46 203.68 119.37 138.94 Coeff. Var 0.20 0.17 0.23 0.18 0.20 0.12 0.14 0.17 0.13 0.13 0.13 1936-1965 Ecart-série 23.78 15.96 6.20 17.69 12.36 10.65 13.17 6.86 7.96 8.54 8.38 Moyenne 1085 900 788 828 907 920 966 999.18 1520.01 884.04 1020.65 Ecart-type 191.60 166.32 157.36 151.75 182.62 133.09 159.73 181.77 258.15 138.23 150.66 Coeff. Var 0.18 0.18 0.20 0.18 0.20 0.14 0.17 0.18 0.17 0.16 0.15 1946-1975 Ecart-série 17.73 15.17 1.64 13.79 10.86 9.97 13.17 4.71 6.87 5.89 5.69 Moyenne 997 827 786 764 818 851 895 935.9 1390.927 811.2967 924.8267 Ecart-type 201.57 169.72 177.17 177.74 157.27 158.42 192.82 196.83 307.65 175.66 201.92 Coeff. Var 0.20 0.21 0.23 0.23 0.19 0.19 0.22 0.21 0.22 0.22 0.22 1956-1985 Ecart-série 8.18 5.84 1.37 4.97 0.02 1.65 4.92 -1.92 -2.21 -2.82 -4.23 Moyenne 906 778 774 705 775 809 819 867.4233 1287.833 753.3967 874.35 Ecart-type 131.38 159.30 184.89 135.73 148.71 171.38 146.40 141.28 239.85 124.80 201.29 Coeff. Var 0.14 0.20 0.24 0.19 0.19 0.21 0.18 0.16 0.19 0.17 0.23 1966-1995 Ecart-série -1.67 -0.48 -0.14 -3.10 -5.28 -3.33 -4.02 -9.10 -9.46 -9.76 -9.46 Moyenne 906 779 812 709 777 800 784 865.2067 1281.733 760.9067 883.43 Ecart-tvoe 134.61 125.88 201.49 128.44 128.71 142.93 106.16 130.16 168.18 112.03 199.12 Coeff. Var 0.15 0.16 0.25 0.18 0.17 0.18 0.14 0.15 0.13 0.15 0.23 1976-2005 Ecart-série -1.72 -0.33 -2.58 -19.89 -5.02 -4.46 -8.06 -9.33 -9.89 -8.86 -8.52 Moyenne 922 1068 775 728 818 837 853 954.268 1422.353 834.8547 965.7067 Ecart-tvoe 186.87 330.91 189.24 164.29 125.03 143.60 138.34 173.94 241.07 136.72 180.15 1961-1990 Coeff var 0.20 0.31 0.24 0.23 0.15 0.17 0.16 0.18 0.17 0.16 0.19

148 1------11i 11 1 d'excédent). Les stations de Nara (3%) et Bakel (0,77%) ont enregistré des excédents li plus ou moins importants (tableau 26). - La période 1966-1995 marque le début des déficits des pluies moyennes 1 trentennales par rapport aux normales pluviométriques. La plus part des stations sont déficitaires au cours de cette période. Dans la zone guinéenne, les déficits augmentent 11 du nord au sud. La station de Siguiri enregistre une pluviométrie proche de la normale

1 1 avec -0, 79% de déficit. Par contre, les stations de Labé et Mamou enregistrent des 1 déficits plus ou moins importants, respectivement -2,36% et -3,08% (tableau 23). En domaine sud soudanien, les déficits ont fluctué entre -4, 14% enregistré à Kéniéba et - 1 2,51% observé à la station de Bamako Sénou. La station de Kédougou a enregistré un déficit de -3,79% (tableau 24). Dans le domaine nord soudanien, le plus faible déficit est 1 observé à Kita (-1, 71 % ) ; tandis que la station de Bafoulabé enregistre le plus import déficit (-10,07%), tableau 25. Dans le sahel, les déficits varient entre -5,93% à Nioro du 1 sahel et -2, 76% à Kiffa. La station de Nara enregistre au cours de cette période un déficit de -3,27%. Seule la station de Bakel enregistre une pluviométrie légèrement 1 supérieure à la normale avec un écart de 2,37% (tableau 26). 1 1 l1 1 1 1 1

1 1 1 1 149 1 1 1 1 Tableau XX: Paramètres statistiques des pluies trentennales dans le sah, 1 !Périodes Paramètres Nara Sélibaby Nioro du sahel Kiffa Kaédi Boghé Kayes Kidira Bakel Diamo Movenne 492 661 639 257 423 326 791 765 507 812 Ecart-tvoe 80 162 116 30 107 72 150 159 120 127 ' 1 i Coeff. Var 0.16 0.25 0.18 0.12 0.25 0.22 0.19 0.21 0.24 0.16 1936-65 Ecart-série 19.08 28.39 39.17 8.75 41.47 28.24 25.32 33.20 1.08 14.48 Movenne 467 621 592 251 387 307 735 682 534 771 1 Ecart-tvoe 83 153 145 53 93 77 130 142 141 133 Coeff. Var 0.18 0.25 0.24 0.21 0.24 0.25 0.18 0.21 0.26 0.17 1946-75 Ecart-série 13.09 20.54 29.00 6.35 29.26 20.96 16.49 18.71 6.66 8.67 1 Moyenne 425 530 501 236 329 269 655 602 505 685 Ecart-tvoe 104 140 143 69 114 73 121 134 154 133 Coeff. Var 0.25 0.26 0.28 0.29 0.35 0.27 0.19 0.22 0.30 0.19 1 1956-85 Ecart-série 3.00 2.92 9.11 0.02 9.95 5.80 3.82 4.80 0.77 -3.43 Movenne 400 490 432 230 266 244 618 553 513 616 Ecart-type 102 116 101 79 84 63 157 133 142 98 1 Coeff. Var 0.26 0.24 0.23 0.34 0.32 0.26 0.25 0.24 0.28 0.16 1966-95 Ecart-série -3.27 -4.82 -5.93 -2.76 -10.97 -4.10 -2.01 -3.73 2.37 -13.11 Moyenne 387 508 438 221 272 249 622 544 502 625 1 Ecart-tvoe 97 116 104 67 103 99 162 182 139 128 Coeff. Var 0.25 0.23 0.24 0.31 0.38 0.40 0.26 0.33 0.28 0.21 1976-05 Ecart-série -6.23 -1.39 -4.62 -6.59 -9.29 -1.82 -1.45 -5.33 0.09 -11.91 1 Moyenne 413 515 459 236 299 254 631 574 501 709 Ecart-tvoe 110.7291 139.6943 127.251 76.53873 100.922 67.66172 121 145 144 169 1 :1961-90 Coeff. var 0.27 0.27 0.28 0.32 0.34 0.27 0.19 0.25 0.29 0.24 1 1 1 1 1 , 1 1 1 1 1 IT

! li - La période 1976-2005 est caractérisée par la poursuite des déficits d'autant plus 1\ qu'elle englobe les années de sécheresses qui ont marqué la sous-région. En zone guinéenne, les déficits enregistrés sont plus sévères que ceux de la période I\ précédente et baissent entre -4,58% à Mamou et -3% à Siguiri. A Labé, les déficits 1 sont estimés à -3,27% (tableau 23). En domaines soudaniens, la station de Kédougou 1: a enregistré une pluviométrie presque normale (-0,86% de déficit). Les stations de 1 Kéniéba et Bamako-Sénou, ont enregistré des déficits supérieurs à ceux de la période précédents avec respectivement -5, 11 % et -2,80% (tableau 24). Au nord, les déficits sont très faibles. Les stations de Kita et Bafoulabé enregistrent respectivement des 1 écarts de -1,75% et -9,82%. La station de Tambacounda enregistre une pluviométrie normale (0, 15% d'excédent), tableau 25. Dans le sahel, à l'exception de la station de 1 Bakel qui a enregistré une pluviométrie normale (0,09% d'excédent), les déficits enregistrés sont plus importants que ceux des autres domaines climatiques. Ils varient 1 entre -4,62% enregistré à la station de Nioro du sahel et -6,59% enregistré à la station Kiffa. La station de Nara a enregistré un déficit de -6,23% (tableau 26). 1 Malgré la reprise pluviométrique observée à la moitié des années 1990, la période 1976-2005 reste déficitaire, ceci s'explique par l'ampleur des déficits pluviométriques 1 enregistrés au cours des années qui ont précédé cette reprise. La figure 40 illustre la distribution des pluies trentennales dans le haut bassin. On 1 remarque également une distribution assez zonale des précipitations conformément Il au gradient pluviométrique décroissant sud-nord. Au nord du bassin, on passe de 250 mm de pluie moyenne (1946-1975) à 190mm (1976-2005) soit une baisse de 28 % des apports. Une telle baisse est sensible dans une zone à faible pluviométrie. Ce 1 1 rapport passe à 23% au sud où l'on passe d'une moyenne de 1955mm pour la période (1936-65) à 1510 mm pour (1976-2005). Même en zone humide, un déficit de cette 1 1 ampleur est préoccupant. Les distributions spatio-temporelles des valeurs caractéristiques de la dispersion (écart-types et des coefficients de variation) des 1 pluies trentennales dans le haut bassin du fleuve Sénégal sont reportées sur les figures 41 et 42. Elles montrent que la dispersion des pluies moyennes n'est pas 1 zonale. Ceci s'explique par le caractère fluctuant de la pluviométrie. 1 1

1 151 1 Il 1

1 Il -+- 11

11 1: 1 1\ 1 1936-1965 1946-1975 1 1 1

1 1 1 1956-1985 1966-1996

1 1 11

egende

1 1 luie trentennale (mm) 260-500 510-no 1 730-910 920-1100 1 1200-1300 1400-1700 1 1800-2 200 Figure 30: carte de distribution spatiale des pluies trentennales 1 152 1 Î 1 1 + + Il Il

1 1\ ! 1\

0 '70 140 280 ~o ,'°..... -- .....:zeoi<,n ------K,n 1 1936-1965 1946-1975 1 + + 1 1 1 Il 0 70 140 0 Il 1956-1985 1966-1996 1 0.36-0.40 0.31- 0.35 1 0.26· 0.30 0.22-0.25 0.17 -0.22 1 0.12-0.16 0.06-0.11

1 1976-2005 1 Figure 31: Carte de distribution spatiale des coefficients de variation des pluies trentennales

1 153 1 11

1 111 1 N 1\ 1 1 1

1 0 I! 1936-1965 1946-1975 N 1 1 1 1 1 0 1956-1985 1966-1996 Il N

1 !I 1 1 1

1976-2005

1 Figure 32: Cartes distribution spatiale des écart-types des pluies trentennales 1 154 1 1 1

1 1 xm.5.2 Variabilité mensuelle. 1 L'étude des pluies mensuelles pose l'hétérogénéité des données de base, en effet toutes les stations n'ont pas la même période d'observation d'une part et d'autre, 1 pour une même station, il peut y avoir des lacunes à l'échelle mensuelle d'où des relevés mensuels de tailles différentes. Elle permet d'affiner l'analyse des pluies 1 annuelles en mettant en évidence la répartition saisonnière et inter mensuelle (Laaroubi, 2007). Car si le total annuel est important, la distribution mensuelle de cet 1 apport donne non seulement une répartition mensuelle des pluies et leur contribution respective au total annuel, mais aussi l'intervalle de variation qui est la différence entre 1 le maximum et le minimum de chaque mois (Bodian 2011 ). Ceci permet d'affiner la gestion des réservoirs et des barrages hydroélectriques. Ainsi l'étude des pluies 1 mensuelles a porté sur les stations synoptiques disposant de longues chroniques.

1 XIII.5.2.1 Variabilité inter mensuelle. 11 L'étude de la variabilité a servi à caractériser les régimes pluviométriques dans le bassin. Les paramètres statistiques des pluies mensuelles aux principales stations du bassin, pour différentes périodes, ont été déterminés pour décrire les différentes 1 1 phases de ces régimes. La longueur de la saison des pluies est variable du sud au 1 nord. En considérant les situations médianes, la saison des pluies dure : - 8 à 9 mois dans la zone guinéenne selon les localités. A la station de Mamou, la 1 saison des pluies couvre les mois de mars à novembre. Les mois de décembre, janvier et février ne sont pas sans précipitations tous les ans. La montée des pluies se 1 réalise en six mois, de mars (c'est à ce moment que l'Equateur Météorologique se décale vers le nord en surface et en altitude) à août, La progression des pluies 1 enregistrées s'étale sur trois phases. Elle est d'abord lente avec 28 mm en mars (1,50 %) elle passe à 87 mm en avril (4,64 %), et atteint 169 mm en mai (8,91 %). Elle 1 s'accélère ensuite en juin-juillet avec respectivement 200 et 3 15 mm, soit 11,75 et 16,85 %. Les précipitations culminent au mois d'août avec 419 mm soit 22,36 % de la 1 ' pluie moyenne annuelle. L'augmentation des pluies, entamée au mois de mai, se poursuit en juin et juillet s'explique par l'augmentation de l'épaisseur de la mousson 1 au-dessus de la zone. Généralement, le mois d'août enregistre le maximum, mais il peut parfois se situer en septembre. Cela peut s'expliquer par le fait que c'est 1 précisément durant le mois d'août que la partie active de l'Equateur Météorologique,

1 155 1 1 1 1 située dans les couches moyennes de la troposphère (2000 - 5000 m), se manifeste 1 par des formations nuageuses denses. Tableau 27 Tableau XXI 1 Mamou (1922-2010) ianv fevr mars avr mai iuin iuil août sent oct nov déc An Moyenne 3,9 5,5 28,2 86,8 166,8 220,0 315,4 418,5 354,5 219,1 53,9 6,5 1871,6 Maximum 70,5 51,5 237,6 263,8 433,4 566,0 499,0 662,8 646,5 488,0 216,3 73,3 2815,6 1 0,75 1,0 7,7 45,5 104,8 201,0 271,9 375,4 477,8 422,7 260,6 78,8 4,8 2038,3 Médiane 0,0 0,1 16,4 77,0 158,5 212,5 316,0 421,2 338,4 215,1 40,3 0,0 1823,8 0,25 0,0 0,0 2,2 56,5 125,3 161,1 250,9 359,3 295,6 162,1 21,8 0,0 1685,8 1 Minimum 0,0 0,0 0,0 10,2 28,9 84,2 171,1 161,4 103,3 79,4 0,0 0,0 1246,9 Ecart-type 10,29 9,84 35,53 51,12 72,63 80,13 77,81 91,16 99,27 79,12 45,02 14,55 285,8 coeff. Variation 2,65 1,79 1,26 0,59 0,44 0,36 0,25 0,22 0,28 0,36 0,83 2,25 0,15 1 Labé (1925-2010) Moyenne 1,9 3,2 9,9 40,7 143,4 239,8 319,6 361,1 291,7 156,2 35,2 7,0 1600,9 Maximum 29,2 34,6 115 4 177,3 281,0 372,7 591,0 5733 526,6 430,3 246,2 108,2 2159,3 1 0,75 0,4 1,6 6,2 59,0 181,2 282,8 369,4 426,4 331,4 187,0 55,0 0,8 1776,2 Médiane 0,0 0,0 0,5 30,6 145,8 239,6 310,5 364,1 276,8 149,7 18,1 0,0 1553,5 0,25 0,0 0,0 0,0 9,4 107,3 197,8 274,5 297,9 242,0 102,5 2,5 0,0 1433,1 1 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 11,7 19,1 96,9 207,5 125,9 25,8 0,0 0,0 981,1 Ecart-type 5,21 7,32 21,47 38,75 59,13 65,08 8582 84,76 79,29 78,50 44,18 18,32 246,1 coeff. Variation 2,70 2,32 2,16 0,95 0,41 0,27 0,27 0,23 0,27 0,50 1,25 2,60 0,15 1 Siguiri (1923-2010) Moyenne 0,3 1,5 10,0 33,3 90,9 177,8 262,5 332,4 255,0 107,0 13,1 1,3 1278,8 Maximum 9,7 46,3 91,4 236,9 222,4 352,8 634,9 634,9 575,0 299,3 122,5 52,3 1912,0 1 0,75 0,0 0,0 14,8 45,2 122,5 211,0 291,2 400,8 303,1 131,7 17,5 0,0 1433,1 Médiane 0,0 0,0 1,9 24,6 91,4 172,5 253,4 332,4 243,1 94,3 2,7 0,0 1266,0 0,25 0,0 0,0 0,0 12,6 52,6 138,4 204,7 264,7 189,4 62,4 0,0 0,0 1108,8 1 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 5,0 111,2 35,5 0,0 0,0 0,0 0,0 862,2 Ecart-type 1,45 5,93 16,53 32,73 47,12 67,58 88,31 103,46 91,12 66,46 22,01 6,61 231,9 coeff. Variation 4,51 3,83 1,66 0,98 0,52 0,38 0,34 0,31 0,36 0,62 1,68 4,97 0,18 ·-· ------... _ ..,.,------·~·· ------1 Mamou 700 1 600 500 .

400 1 ....,'ë' ·~ 300 -· Il. 1 200 -- 100

0 ---- 1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc 1 --+---Moyenne - Ma:xirrum - - a- - -0.75 - · - · - Médiane ·- • - 025 - - - - -MinÎlnlml 1 1

1 156 1 11 1 Labé 1 700

600

1 1 500 400 l'-' ·;1) 1 15:: 300 200 -- 1 100 - 0-- 1 janv fevr mars avr mai juin juil aoOt sept oct nov déc / ----+-- Moyenne __._ Maximum - · r · - 0.75 - · ... · - Médiane - -• - -025 - · .... · - Minimum J

------· ------

1 Siguiri 700

1 600 500

1 'ef 400 s., ·; 300 1 li: 200 .,._ 100 - ,, ,, . ' 1 ' 0 -- ·-·-

janv fevr mars avr DB1 juin juil août sept oct nov déc

1 J -+--Moyenne - Maximum - · r · - 0.75 - · ... · · Médiane - ·• · · 025 - · .... · -Minimum j ------· ----·------· ------1 Figure 33: Profils pluviométriques mensuels au niveau des principales du domaine guinéen (Sagna et Leroux, 2000). A partir de ce mois, on observe une baisse progressive des 1 pluies. Les mois de septembre et d'octobre enregistrent encore d'importants cumuls (355 et 219 mm), soit respectivement 18,94 et 11, 70%. En novembre et décembre, les 1 pluies faiblissent plus vite. Les totaux enregistrés ne sont plus que de 54,5 et 6,5 mm ; soit respectivement 2,88 et 0,34%. A Mamou, du fait de la latitude, le retrait de 1 l'Equateur météorologique est très bref. A Labé et Siguiri, la saison de pluie va d'avril à novembre. Les pluies de décembre à mars sont insignifiantes. Le mois d'août 1 enregistre les maxima des cumuls. 1

1 157 1 Il 1

1 Tableau XXII: Caractéristiques statistiques des pluies mensuelles du domaine sud-soudanien Kédoucou {1918-2010) janv fevr mars avr mai juin iuil août sept oct nov déc An 1 Moyenne 0,06 0,18 0,29 3,82 49,27 177,5 261,3 326,78 306,8 114,8 11,03 0,59 1249,0 Maximum 4,50 5,60 11,00 42,70 302,7 541,7 501,2 642,60 688,2 417,9 96,60 34,30 2160, 1 0,75 0,00 0,00 0,00 4,00 70,00 210,5 306,9 390,00 363,0 160,5 11,40 0,00 1351,0 1 Médiane 0,00 0,00 0,00 0,00 37,20 176,0 265,6 335,50 298,6 87,80 0,00 0,00 1230,5 0,25 0,00 0,00 0,00 0,00 16,00 127,4 210,5 262,40 231,8 56,00 0,00 0,00 1109,3 Minimum 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 122,0 119,50 128,3 0,00 0,00 0,00 771,6 1 1 Ecart-type 0,49 0,83 1,43 8,23 48,69 75,08 70,35 97,60 96,37 82,85 20,67 3,81 233,3 Coeff. Variation 8,83 4,50 4,85 2,15 0,99 0,42 0,27 0,30 0,31 0,72 1,87 6,42 0, 19 Kéniéba (1942-2008) 1 Moyenne 0,2 0,2 0,8 5,5 51,0 162,0 254,7 382,1 263,5 93,4 7,9 0,8 1217, 1 Maximum 5,0 6,3 19,6 32,6 165,0 300,0 446,0 931,1 500,9 508,5 49,9 22,2 1913,7 0,75 0,0 0,0 0,0 8,8 72,8 203,7 293,6 435,3 329,9 127,3 11,4 0,0 1385,3 1 Médiane 0,0 0,0 0,0 2,8 47,1 154,4 231,5 379,2 241,4 69,6 1,5 0,0 1186,6 0,25 0,0 0,0 0,0 0,0 24,0 121,9 192,4 263,0 206,0 45,6 0,0 0,0 1021,3 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 13,5 128,1 161,4 94,8 0,0 0,0 0,0 647,3 1 Ecart-type 0,86 0,99 3,29 7,36 37,03 60,42 82,10 157,53 93,48 82,37 12,54 3,45 272,7 Coeff. Variation 4,54 5,07 3,88 1,34 0,73 0,37 0,32 0,41 0,35 0,88 1,58 4,40 0,22 Bamako Sénou (1950-2010) 1 Moyenne 1,2 0,5 3,6 19,5 54,1 121,7 228,3 276,6 185,8 58,4 3,9 0,4 953,1 Maximum 51,5 23,1 33,9 136,8 168,5 231,5 409,5 486,1 340,4 255,5 36,6 24,0 1293,7 0,75 0,0 0,0 3,4 28,1 72,2 150,4 273,7 324,8 218,7 74,0 3,2 0,0 1075,6 1 Médiane 0,0 0,0 0,0 12,4 44,8 120,9 221,1 259,2 178,2 46,0 0,0 0,0 933,4 0,25 0,0 0,0 0,0 3,0 25,5 94,6 176,7 220,3 136,3 26,6 0,0 0,0 823,3 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 3,0 3,1 105,6 135,1 96,8 0,0 0,0 0,0 642,4 1 Ecart-type 6,78 3,04 7,41 24,26 37,26 42,49 68,36 71,71 63,97 48,01 8,00 3,13 157,4 Coeff. Variation 5,85 5,59 2,06 1,25 0,69 0,35 0,30 0,26 0,34 0,82 2,03 7,24 0,17 La variabilité inter mensuelle des précipitations apparaît également à l'examen 1 des valeurs élevées du coefficient de variation mensuelle. Les plus fortes valeurs concernent les mois secs où il est compris entre 2.65 et 1,26 pour Mamou, 2, 70 et 1 ! 0,95 pour Labé et entre 4,51 et 0,52 pour Siguiri. Les plus faibles valeurs sont observées pendant la période hivernale, avec le mois d'août qui enregistre les faibles 1 coefficients de variation avec 0,22 à Mamou ; 0,23 à Labé et 0,31 à Siguiri (tableau 28). 1 Les graphiques 43 indiquent que le régime pluviométrique dans le domaine guinéen est unimodal. 1 - Dans le domaine soudanien, la saison des pluies se réduit par rapport au domaine guinéen. Dans la partie sud de cette unité climatique, elle couvre la période 1 mai-octobre (6 mois) au niveau des stations de Keniéba, Kédougou et Bamako Sénou. 1 La montée des pluies se fait en quatre mois, de mai à août. Les totaux sont ainsi de 49 mm à Kédougou (3,94 %) et 54 mm à Bamako (5,68%) au mois de mai. La station 1 158 1 --r1 1 11 de Kénieba enregistre pour ce mois 51 mm soit 4, 19%. Les cumuls des mois de juin et 1 juillet sont plus significatifs avec 178 et 261 mm à Kédougou correspondant respectivement à 14,21 et 21,92 %. Ils représentent 122 et 228 mm à Bamako soit 1 12,77 et 23,95 % des pluies moyennes annuelles. Ces deux mois ont enregistré respectivement 162 et 255 mm à Kénieba soit 13,31 et 20,92%. Le mois d'août 11 concentre partout le maximum. La station de Kédougou enregistre pour ce mois 327 mm correspondant à 25,2 % de la moyenne inter annuelle, tandis que Bamako totalise 1 377 mm, soit 29,02 %. A Kéniéba, le mois d'août totalise 382 mm soit 31,39 %. La baisse des précipitations commence dès le mois de septembre et se prolonge 1 jusqu'en décembre. Les totaux tombent alors à 309 mm à Kédougou (24,56%) et ne 1 sont plus que de 186 mm à Bamako soit 19,49%. A Kénieba, elles se réduisent à 264 11 mm (21.65%). Entre octobre et novembre la baisse des pluies s'accélère et le mois de 111 décembre préfigure déjà la saison sèche. Le tableau 28 synthétise les caractéristiques statistiques des pluies mensuelles 11 dans la zone sud soudanienne. Son analyse montre que les maxima sont toujours 1 enregistrés en août tandis que les minima surviennent au cours des mois d'octobre à 11 avril. Les coefficients de variation sont plus élevés en période sèche. La forte variabilité inter mensuelle des précipitations dans le domaine sud soudanien apparaît 1 Kédougou

1 700

1 1 500 8 400 ·s a: 300 ,_/._<~~~-:-~·-,' 1 200 .. -• - 100

1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc 1 ~ Moyenne - Maximum - · .- · - 75% - · - · - Médiane ·· ·• - 25% - -- - - Minimum 1 1 1 1 1 159 1 Il 1 Keiœba 1000 ··- 1 1 900 -; 800 _, 700 1 600 l'-' 500 ·-- . .; is:: 400 1 300 - 200 100 0 1 janv fevr mars avr mai juin juil aoüt sept oct nov déc / ----Moyenne --Maximum --1r---0.75 --- · - Médiane - -• - 0.25 --... -- Minimum /

1 Bamako aéroport Sénou 600 - 1 500 400

l'-' 1 1 300 ·B is:: 200 1 100 0 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc 1 1 --+--Moyenne --Maximum --,,,... - · 0.75 --- -- Médiane - -• - - 0.25 - · ... · - Minimum 1 1 Figure 34: Profils pluviométriques mensuels au niveau des principales du domaine sud soudanien également à travers l'examen des valeurs élevées du coefficient de variation 1 mensuelle. Les plus fortes valeurs concernent les mois secs. A Kédougou, il est compris entre 8,54 et 2, 15 ; pour Kéniéba, ces valeurs varient entre 4,54 et 1,34 ; et 1 entre 5,85 et 1,25 à Bamako-Sénou. Les plus faibles valeurs sont observées pendant la période hivernale, avec le mois d'août qui enregistre les faibles coefficients de 1 variation avec 0,30 à Kédougou ; 0,41 à Kéniéba ; et 0,26 à Bamako-Sénou (tableau 29). 1 Les graphiques 44 indiquent que le régime pluviométrique dans le domaine sud soudanien est unimodal. Dans la partie septentrionale du domaine soudanien, la 1 montée des pluies se fait en quatre mois, de mai à août, et les totaux mensuels enregistrés représentent à peine la moitié de ceux du régime précédent. La station de 1 Kita, située plus au sud, enregistre des précipitations beaucoup plus importantes. En effet, située à la limite du domaine sud-soudanien, Kita présente des similitudes avec 1 ce domaine. 1 160 Il L'examen du tableau 30, qui récapitule les caractéristiques statistiques des 1 cumuls mensuels dans le domaine nord soudanien, montre que le maximum aux différentes stations intervient toujours en août avec 310 mm à Kita, ce qui représente 11 30.34% de la pluie moyenne interannuelle; 235 mm à Tambacounda (29.75 %) et 1 279, 7 mm à Bafoulabé soit 33,68 %. La baisse des précipitations est beaucoup plus 1 Tableau XXIII Caractéristiques statistiques des pluies mensuelles du domaine nord-soudamen Kita (1931-2010 ianv fevr mars avr mai juin juil aoOt sent oct nov déc An 1 Moyenne 058 044 200 11 85 4525 1479 2328 31028 2000 6726 792 088 10225 Maximum 22 oo 910 18 20 82 eo 169,2 275 8 458 9 569,40 439 o 260 3 n 10 16,30 1619 8 0,75 000 000 185 1415 6100 1826 2821 37360 2348 8870 873 000 11417 1 Médiane 000 000 000 580 3650 1421 2281 29605 1923 5235 015 000 9879 0,25 0,00 0,00 0,00 1,10 20,10 103.4 184,9 239,90 152,4 34,90 0,00 0,00 867,6 1 Minimum o.oo O 00 0 00 0 00 0 00 23 00 84 50 149 70 62,50 0 90 0 00 0 00 660 8 li Ecart-type 303 1 aa 419 1591 33 73 55 n 7311 101 47 1220 51 44 1519 295 2090 Coeff. Var 524 4,26 209 1 34 075 038 0,31 033 036 076 1 92 335 020 Tambacounda (1921-2010) 1 Moyenne 02 03 02 1 5 160 1034 1720 2350 1985 61 9 1 9 03 7899 Maximum 14,0 7,0 8,0 40,0 127,0 336,0 329,0 481,0 443,0 220,0 25,0 13,0 1226,0 0 75 00 00 00 00 21 3 1385 2120 2905 2443 81 0 1 0 00 9390 1 Médiane 00 00 00 00 55 850 1690 2325 1830 520 00 oo n10 0,25 00 00 00 00 00 61 0 1298 1668 129,8 268 00 00 6460 Minimum 0 0 0 0 0 0 0,0 0,0 19 0 56 8 0 0 42 9 o.o O 0 00 424,0 1 Ecart-type 1,56 1,31 0,94 5,84 24,19 5768 57,93 102,36 90,55 50,76 5,00 1,54 201,0 Coeff. Var 770 454 606 399 1 51 056 034 0,44 046 082 258 556 0,25 Bafoulabé (1931-2003) 1 Moyenne 0.0 0.5 0.2 2.3 23.9 118.2 196.5 279.7 177.9 44.8 1.9 0.3 830.4 Maximum 1.5 27 7.7 32.9 131.4 239.1 425 621 549.6 141.6 25 12 1503.8 0,75 0 0 0 0.075 34.9 155.15 233.8 326.8 211.1 68 0 0 922.5 1 Médiane 0 0 0 0 18.2 109 192.4 268.9 168.8 34.1 0 0 817.4 0,25 0 0 0 0 4.2 84.175 136.0 206.3 123.4 13.6 0 0 711.4 Minimum 0 0 0 0 0 24.5 47.7 93.2 44.4 0 0 0 397.8 1 Ecart-type 0.20 3.55 1.03 6.32 25.87 50.86 78.10 104.63 85.93 37.44 4.97 1.60 209.81 Coeff. Var 7.55 6.66 5.17 2.69 1.08 0.43 0.40 0.37 0.48 0.84 2.55 5.92 0.25 1 Kita 500 1 1

1 janv fi:vr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc 1 / ---+-- Moyenne --M8l1Ïmum - · * --75% - · - · - Médiane - · • · - 25% ----- Mininmm/

1 161 1 li 1 Tambacounda 1 11 1 Il

1 1\ 1 ----- Moyenne - Ma,àmum - · r · - 75% - · ... · - Médiane - ·• - -25% - · ... · - Minimum Bafoulabé 700 11 600 1 500

l-.., 400 il 1 ·~ Il:: 300 200

1 100

0 1 janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc ---+--- Moyenne ...... -Maximum - -..- - - 75% - · ... - - Médiane -- • - 25% --... -- Minimum 1 Figure 35: Profils pluviométriques mensuels au niveau des principales du domaine nord soudanien

rapide et se réalise en deux mois (septembre et octobre). La saison sèche est plus 1 étendue et dure six mois, avec des fluctuations plus importantes comme l'attestent les coefficients de variation. L'examen des coefficients de variation mensuelle confirme la 1 forte variabilité intermensuelle des précipitations au nord du domaine soudanien. Les 1 plus fortes valeurs concernent les mois secs. A Kita, il est compris entre 5,24 et 1,34 ; pour Tambacounda, ces valeurs sont plus élevées et varient entre 7,70 et 1,51 ; à 1 Bafoulabé, ils passent de 7,55 à 1,08. Les plus faibles fluctuations sont observées pendant la saison pluvieuse, avec le mois d'août qui enregistre les faibles coefficients 1 de variation avec 0,33 à Kita ; 0,44 à Tambacounda ; et 0,37 à Bafoulabé. Les graphiques 45 indiquent que le régime pluviométrique dans le domaine nord 1 soudanien est unimodal. 1 1 162 1 11

1 Il

Ta bl eau XXIV Cara et, ens . f 1ques stati s1ques ti des p 1.u1es mensue Il es danse I domaine sahï" e 1en 11 Nioro du sahel (1950-2008) janv fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc An 11 Moyenne 0,5 0,4 0,2 2,3 9,1 50,7 137,0 188,5 97,7 23,3 0,8 0,8 512,2 1 Maximum 15,4 15,3 9,2 20,9 52,8 143,7 342,9 462,9 352,9 111,9 17,4 21,7 965,4 0,75 0,0 0,0 0,0 1,9 13,4 67,9 172,4 248,2 120,5 35,3 0,0 0,0 615,2 Médiane 0,0 0,0 0,0 0,0 3,6 48,4 127,1 178,5 91,2 17,1 0,0 0,0 495,6 li 0,25 0,0 0,0 0,0 0,0 0,9 29,4 92,3 132,9 64,1 3,3 0,0 0,0 401,3 1 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 6,6 24,9 20,1 0,0 0,0 0,0 0,0 255,3 Ecart-type 2,23 2,13 1,30 4,98 11,83 27,85 63,44 85,70 55,03 23,74 2,66 3,23 151,4 1\ Coeff. Variation 4,34 4,94 5,45 2,20 1,31 0,55 0,46 0,45 0,56 1,02 3,17 4,25 0,3 Nara (1950-201 O) Moyenne 0,25 0,12 0,61 2,88 10,77 43,58 122,57 155,31 75,03 13,48 1,70 0,62 426,90 11 Maximum 2,80 2,10 9,30 31,00 55,70 125,90 218,00 357,00 187,50 56,40 57,50 29,50 648,00 1 0,75 0,00 0,00 0,00 4,00 14,30 57,20 146,50 193,25 94,55 19,55 0,00 0,00 491,60 Médiane 0,00 0,00 0,00 0,30 6,90 41,80 113,80 148,60 72,70 5,80 0,00 0,00 424,50 li 0,25 0,00 0,00 0,00 0,00 0,85 22,75 91,65 112,10 51,90 1,45 0,00 0,00 361,15 Minimum 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 1,30 54,30 36,60 14,30 0,00 0,00 0,00 198,70 Ecart-type 0,74 0,45 1,92 5,37 13,17 30,07 41,83 63,16 37,05 15,70 7,72 3,90 99,62 1 Coeff. Variation 2,94 3,82 3,13 1,86 1,22 0,69 0,34 0,41 0,49 1,16 4,53 6,25 0,23 Kayes (1926-201 O) Moyenne 0,3 0,5 0,2 1,2 15,6 84,7 168,4 228,2 145,7 39,0 2,4 0,6 685,3 1 Maximum 17,0 16,6 10,2 30,0 121,7 223,5 344,2 588,1 370,1 203,1 82,9 19,8 1153,8 0,75 0,0 0,0 0,0 0,0 22,9 111,7 217,4 282,1 188,2 57,4 0,3 0,0 788,9 Médiane 0,0 0,0 0,0 0,0 8,5 76,9 165,0 218,8 130,5 28,7 0,0 0,0 673,2 1 0,25 0,0 0,0 0,0 0,0 1,4 52,3 124,5 164,9 95,0 11,7 0,0 0,0 556,7 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 17,2 32,2 54,5 0,0 0,0 0,0 0,0 393,4 Ecart-type 1,94 2,49 1,23 4,81 21,64 42,42 68,96 98,21 66,46 36,45 10,49 2,62 173,7 1 Coeff. Variation 7,37 5,17 6,35 3,91 1,39 0,50 0,41 0,43 0,46 0,94 4,36 4,46 0,25 Bakel '1918-2010) Moyenne 0,7 0,7 0,3 0,2 6,1 47,5 118,6 180,4 124,5 26,6 2,2 1,0 506,0 1 Maximum 24,5 28,7 19,7 7,0 60,4 149,9 349,7 384,8 358,2 131,3 49,9 48,0 902,5 0,75 0,0 0,0 0,0 0,0 7,2 64,3 152,4 226,7 170,9 37,0 0,0 0,0 574,8 Médiane 0,0 0,0 0,0 0,0 1,6 40,3 109,4 161,7 114,0 19,8 0,0 0,0 497,4 1 0,25 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 27,2 83,0 130,4 69,1 7,5 0,0 0,0 426,4 Minimum 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 1,7 2,0 33,3 5,0 0,0 0,0 0,0 232,7 Ecart-type 3,27 3,50 2,14 0,92 10,37 29,43 58,65 80,65 66,41 27,13 7,07 5,45 126,9 1 Coeff. Variation 4,41 5,08 7,49 4,67 1,70 0,62 0,49 0,45 0,53 1,02 3,19 5,25 0,25

1 Les stations de Kayes, Bakel, Nioro du sahel, Nara et Kiffa correspondent au climat sahélien avec une saison des pluies qui dure 4 à 5 mois, de juillet à octobre. La 1 montée des pluies se fait de juin à août, mois qui enregistre le maximum avec 228 mm à Kayes soit 33,31 % et 180mm à Bakel soit 35,65 %. A la station de Nioro du Sahel, 1 ce maximum est de 189 mm correspondant à 36,81 % de la moyenne inter annuelle des pluies reçues. La station de Nara totalise pour ce mois 204 mm, soit 33,67 % des 1 pluies moyennes. A la station de Kiffa, le maximum du mois d'août n'est plus que de 1 163 1 li 1 Il 97 mm. Cette valeur représente néanmoins (38,39%) du total annuel de pluies 1\ enregistré à cette station. La baisse des précipitations est beaucoup plus rapide et se réalise en deux mois (septembre et octobre). Le mois de septembre n'enregistre que 1 des pluies modérées à cause du retrait de ta mousson. La saison sèche s'installe rapidement dans te domaine sahélien et s'étale sur sept à huit mois. Les minima très 1\ précoces sont notés en fin octobre ou début novembre. i L'examen des coefficients de variation mensuelle (tableau 31) confirme ta forte li variabilité inter mensuelle des précipitations qui caractérise cette unité climatique. Les plus fortes sont observées en saison sèche qui beaucoup plus longue. A Nioro du 1' sahel, ils varient entre 4,34 et 1,34 ; pour Kayes, ces valeurs sont plus élevées et 1 varient entre 7,37 et 1,39; à Bakel, ils passent de 5,25 à 1,70. Les plus faibles 1 fluctuations sont observées pendant ta saison pluvieuse, particulièrement au mois d'août qui enregistre tes faibles coefficients de variation qui varient de 0,45 à Nioro; 1 0,43 à Kayes ; et 0,54 à Bakel. Les profils pluviométriques (figure 46) indiquent que le régime pluviométrique dans te sahel est unimodat. 1 L'analyse des cumuls mensuels dans te haut bassin inspire tes commentaires suivants: 1 ta longueur de ta saison des pluies dans te domaine guinéen du haut bassin, conjuguée à sa configuration géomorphologique, permet une alimentation 1 permanente du réseau hydrographique du fleuve Sénégal. Ceci contribue à ta pérennité des écoulements dans te fleuve, ta recharge des nappes phréatiques 1 ainsi que te soutien des étiages en saison sèche ; - d'une manière générale, le maximum pluviométrique se situe toujours en août (des 1 décalages possibles en juillet ou septembre), tes mois de juillet, août et septembre constituant le cœur de ta saison. Le maximum d'août varie de 663 mm à Mamou à 1 286 mm à Kiffa ; 1 1 1 1 1 164 1 Il 1 Nioro du sahel 500 1 450 400 350 1 300 l 250 ·• 15::·s 200 1 150 ! 100 .. 50 j 0 - Il janv fevr mars avr mu juin juil aoüt sept oct nov déo

J--+-Moyenne -Maxim.un --.---0.75 - .... · -Médiane - · • - 0.25 - · ... · - Minim.rm J 1 Nara 11

1 11 1 1 janv fevr mars avr mu juin juil aoüt sept oot nov déo 1 ---+- Moyenne --Maximum - · .- - - 75% - Médiane • · 25% --... -- Minimu Kiffa 1 350 - 300 - 1 250 200 .. l'-' :30 1 lt 150 100

50 1 _,,. - . .._·,_· 0 _:;==::;::::======*==~..(..-~~-=:~.~;:If;-~-: - ~~c~.· - -o----. =-:.- ._:.. ::::_ ~~---· janv fevr mars avr mai juin juil aoüt sept oot nov déo 1 ---+--Moyenne ---+-- Maxinmm - · .- - - 0.75 --... - - Médiane - • - 0.25 - .... - -Minimum Figure 36: Profils pluviométriques mensuels au niveau des principales stations

1 les profils pluviométriques mensuels au niveau des principales stations du haut 1 bassin montrent l'intervalle de variation des pluies mensuelles qui peut atteindre 931 mm à Kéniéba; 1 165 1 i 1 1 1 - la fluctuation des valeurs mensuelles pose implicitement la nécessité d'une 1 meilleure connaissance des tendances d'évolutions futures des pluies mensuelles.

1 XIII.5.2.2 Répartition saisonnière. Afin de mettre en évidence la variation des pluies mensuelles, les moyennes des 1 : mois les plus pluvieux (juin-octobre) ont été cartographiées. Les cinq cartes de distribution spatiale des pluies mensuelles (figure 47) permettent de suivre la variation 1 spatio-temporelle des précipitations. L'analyse de la carte de juin montre que les pluies sont effectives sur l'ensemble de la zone d'étude avec cependant des valeurs 1 inférieures à 45 mm au nord ; alors qu'au sud les pluies moyennes atteignent 239 mm. C'est à ce moment que l'Equateur Météorologique qui couvre la partie méridionale 1 depuis le mois d'avril atteint le nord en surface et en altitude. Depuis, on assiste à l'augmentation progressive des pluies car l'épaisseur de la mousson au dessus de la 1 zone d'étude augmente. Généralement, le mois d'août enregistre le maximum, mais il peut parfois se situer en septembre. A partir de cette période, les apports mensuels 1 diminuent progressivement. Les proportions des contributions mensuelles ainsi que les facteurs qui déterminent la pluviogenèse sont indiqués plus haut (Cf 1.8). 1 1 1 -+ 1 • 1

1 Lé~noe ,,..,.. 141-174 ·,._,.lff.141 1 _,. Juin Juillet 1 1 1 1 166 1 11

1 Il 11 Il 1 li L6gonde • ]19-.182 1 Il! 216-319

1 1 148-191 1 ·=i ...... 1ts-148 1:1 Août li

1 1!1

1 !I

Légenoe Il • 160-220 • 160-180 130-160 100-130 70-100 D~ ,0.10 I' • 111-4<1 Octobre I' Figure 37: Cartes de distribution spatiale des pluies mensuelles dans le haut bassin XIII.5.2.3 Effet de la rupture sur la répartition mensuelle 1 ! La sécheresse récente se caractérise en Afrique tropicale aussi bien par la baisse des quantités précipitées à différentes échelles que par la répartition temporelle 1 1 des précipitations (Sighomnou, 2004). Dans le haut bassin, cette péjoration pluviométrique est mise en évidence par les résultats des tests de rupture. Aussi, pour 1 1 caractériser les effets de la récession pluviométrique à l'échelle mensuelle dans le haut bassin, nous avons calculé les pluies moyennes mensuelles et les Coefficients 11 6 Pluviométriques Mensuels (CPM ) des périodes d'avant et après rupture au niveau

1 ! des stations représentatives des différentes unités climatiques. Pour une meilleure visibilité de cette baisse, des graphiques ont été élaborés. 1 1 167 1 1 1 Les graphiques 48, 49, 50 et 51 illustrent la diminution des hauteurs de 1 précipitation mensuelle des deux périodes située de part et d'autre de la rupture pluviométrique dans les différents domaines climatiques. 1 Dans le domaine guinéen, on constate une diminution des précipitations mensuelles pour l'ensemble des mois pluvieux des trois stations à l'exception du mois 1 de mai (et ceci seulement pour la station de Labé), mois pour lequel les pluies n'ont pratiquement pas variées entre les deux périodes c'est-à-dire, celle d'avant et après 1 rupture. Ainsi les écarts varient entre, 1,6 mm (mai) à 45,3 mm (septembre) à Labé, à Siguiri 1, 1 mm (avril) à 54,7 mm (septembre) et 20,9 mm (avril) à 63 mm (septembre) 1 à Mamou; le mois de juillet n'a pas enregistré de variation au cours des deux périodes. Cette dernière station enregistre les écarts les plus importants. Cependant, il 1 est intéressant de remarquer, que la baisse des précipitations est plus importante pour les mois les plus pluvieux üuillet, août et septembre) et que le cumul pluviométrique de 1 ces mois est fortement corrélé aux pluies annuelles. Dans le domaine sud soudanien, l'hivernage commence au mois de juin. A partir 1 de ce mois, on constate une diminution des précipitations mensuelles pour l'ensemble des mois pluvieux, à l'exception du mois de juillet à Kédougou où on a enregistré une 1 légère hausse de la moyenne mensuelle. Les écarts sont plus importants au cœur de l'hivernage Guillet, août et septembre) et plus importants qu'en zone guinéenne. Ils 1 varient entre 20 mm (août) et 70 mm (septembre) à Bamako-Sénou ; 7 mm Uuillet) et 39 mm (août) à Kédougou. C'est à Kéniéba qu'on observe la plus grande fluctuation 1 26 mm Guillet) et 115 mm (août). Dans ce domaine climatique, l'importance de la baisse des précipitations mensuelles pendant l'hivernage est proportionnelle à celle 'I des pluies annuelles.

Labé 11 400~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 350 ··························································································· ···················································· 300 ····································································································································· 'I 1 250 ... ············································································

'w' 200 ···················································································································· '-';' ~ 150 ...... i ························································ 1 100 ······························································································· 50 o+-~.....----...... ,...._..,--...-.. 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aofit sept oct nov déc

jaMoy 1925-1968 &Moy 1969-20101 1 1 1 168 1 11 Il1 Mamou 500 1 450

400 ················································-······-··········································· ------····-·············································--·--- \ 350 1\ 300 ------i, l'-" -~ 250 ·····------···-····································------t> is:: 200 ~ ········ "'~

1 1 Cl Moy 1922-1967 &Moy 1968-20101

Siguiri 1 400-r-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 350 ------1 300 ê' 250 '-' .; 200 1 IS:: 150 100 50 1 0 -+-----,----..---'-r--.. Janv Fevr mars avr mai juin juil aoftt sept oct nov déc

1 1!IMoy 1922-1968 &Moy 1969-2010 1 1 Figure 38: Evolution temporelle des pluies moyennes mensuelles dans le domaine guinéen 6 C'est le rapport du cumul mensuel sur le total annuel et il permet de déterminer l'apport de 1 chaque mois au total annuel. 1 1 1 1 1

1 169 1 11 1 Il 1 Bamako-Sénou 350 ,------,

1 300 11 250 1 ! 200 Gl ·s 150 li a:: 100 1 50 0 -1---~~-----,.------...... L..,...... Janv Fevr tœrS avr mu juin juil ao-Ot sept oct nov déc

1 1DMoy 1950-1966 BMoy 1967-20101

Kédougou 1 400,------, 350 ···················································································· ······························· ························· 1 300 ···················································································· ···································· ······························· î 250 '-' 200 ·! 1 !s:: 150 100 1 50 0 +---~-----,.--.....,..---...... - Janv Fevr mars avr mai juin juil aoilt sept oct nov déc

1 GMoy 1919-1965 &Moy 1~2010 1 Keniéba 500 450 400 1 350 300 i'-' 250 ·~ 1 e:: 200 150 100 1 50 0 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoüt sept oct nov déc DMoy 1943-1966 aMoy 1967-2003 1 Figure 39: Evolution temporelle des pluies moyennes mensuelles dans le domaine sud soudanien 1 1 170 1 11 1 Au nord du domaine soudanien, l'hivernage commence également au mois de 1 juin mais avec des précipitations plus faibles. A partir de ce mois, on constate une diminution des précipitations mensuelles pour l'ensemble des mois pluvieux au niveau 1 des trois stations pluviométriques. Les plus importants écarts sont observés pendant les mois les plus pluvieux (juillet, août et septembre) et varient entre 46,5 mm (juillet) 1 et 88 mm (août) à Kita ; 27 mm (juillet) et 99 mm (septembre) à Kolokani, 53 mm (juillet) et 103 mm (septembre) à Saraya où l'on observe la plus grande fluctuation. 1 Dans ce domaine climatique, la péjoration pluviométrique a été plus importante que les deux précédentes unités climatiques. 1 Dans le domaine sahélien, les mois les plus pluvieux ont connu des baisses plus 1 importantes. Les écarts ont varié entre 37 mm (septembre) et 113 mm (août) à Nioro

l 11 du sahel ; 28 mm (juillet) et 5 mm (septembre) à Kidira; 21 mm (juillet) et 52 mm

1 (août) à Sélibaby. Dans ce domaine climatique, la baisse des précipitations Il mensuelles couvre l'ensemble de la période hivernale. C'est cette baisse générale pendant saison pluvieuse qui fait du sahel la zone la plus affectée par la péjoration 1 pluviométrique qui sévit dans la région ouest africaine depuis la fin des années 1 soixante. 1 1 1 1 1

1 1 1 1 1 171 1 Il 1 Kita 1 400 350 300 Il 250 l '< "-' ;,,...... 1 ·! 200 lt 150 li 100 50 0 1 Janv Fevr mars avr nai juin juil aoOt sept oct nov déc 1 CIMoy 1931-1966 DMoy 1967-2010 Kolokani 350 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 300 ...... ····························· 250 l' 200 1 "-" j 150 100 1 50 ...... ·······························

1 Janv Fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc OMoy 1926-1967 BMoy 1968-2006 1 1 Saraya 400 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 350 ...... 300 1

100 1 50 ......

0 +-~~~~~~~~~~~~...... 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc !aMoy 1948-1967 DMoy 1968-2010 j

1 Figure 40: Evolution temporelle des pluies moyennes mensuelles dans le domaine nord soudanien 1 1 1 172 1 ·11

1 1 Nioro du sahel 1 300 250

200 ..

l"-' 1 Q) ·s 150 ...... ), li:: 1 100 50

0 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoilt sept oct nov déc Il la Moy 1950-1965 •Moy 1966-20081 1 Kara 250 ········ ·····················- ·············································· ························· ·························· ····························

1 l 200 .;""" 150 1 li:: 100 50 ...... 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoilt sept oct nov déc 1 mMoy 1918-1967 BMoy 1968-2010 1 Séhbaby 1 200 ······································································ ·························· ································ ····························· ! 150

1 Figure 41: Evolution temporelle des pluies moyennes mensuelles dans le domaine sahélien 1 1 173 1 Il I' ! La contribution des différents mois au total annuel des périodes avant et après 1 rupture pluviométrique a été déterminée pour évaluer l'évolution des apports mensuels dans les différentes unités climatiques. Le rapport du cumul mensuel d'avant et après 1 rupture pluviométrique sur le total de la période d'observation a permis de fixer pour chaque mois sa contribution relative au cours des deux périodes. Les figures 52, 53, 1 54 et 55 illustrent l'évolution des coefficients pluviométriques mensuels. Elles montrent que la contribution des différents mois au total annuel a significativement évolué entre 1 les deux périodes. Dans le domaine guinéen, on note, pour la période après rupture pluviométrique, 1 une diminution des apports mensuels à partir de septembre jusqu'au début de la période des hautes eaux de l'année suivante. La hausse concerne la première partie 1 de la saison des pluies (mai-août). Cette phase concentre à Labé 65% des apports 1 annuels de la période avant la rupture pluviométrique contre 68,2% pour la période Il après rupture. Ces chiffres sont respectivement de 58% contre 62% à Mamou ; 70% ! contre 65% à Siguiri (figure 52). En plus de la baisse des moyennes mensuelles, la 1 sécheresse s'est traduite dans cette zone par la contraction de la saison des pluies. 1 1 1 1 1

l 11 1

1 ! 1 1 174 1 i 1 1 1 Labé 20

1 15 ···································-···································································· 1 10 ··························

1 s ······························································· ························· 1\ Janv Fevr mars avr mai juin juil août sept oct nov déc 1 OCPM 1925--1-968 CICMP 1-969-2010 1 Mamou 20 ......

1 15 ·································· 1 10 ············································· 1 5 ...... ·············································· Janv Fevr avr mai juin juil aoftt sept oct nov déc

1 OCPM lCJl.2-1967 DCMP 1968-2010

1 Siguiri 1 25 ························································ ······················· ····························· ...... ························· 20 ...... ·························

1 '#, 15 1 10 ························ ························· 5 1 Janv Fevr DllfS avr mai juin juil aoftt sept oct nov déc 1 jaCPM 1922-1968 8CMP 1969-2010 l Figure 42: Evo1ution tempore1te des contributions mensuettes dans 1e domaine guinéen 1 1 175 1 1 1 Bamako Sénou 1 35 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 30

25 1 20 15 1 10 5 ------

0 +-~~...... ~~--,------...... a.....,....11,;.1 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil ao-Ot sept oct nov déc

QCPM 1-950-1966 aCMP 1967-201-0

1 Keniéba

35 .--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~--, 1 30 25 1 20 15 Il 10 5 ------0 --+-~~.....-~~....-----.....-----.....-... 1 Janv Fe:w mars avr mai juin juil aofit sept -OCt nov -déc 1 l·aCPM 1943-1966 SCMP 1967-20061 Kédougou 1 30 25

1 20 ····--·-················ ------················ 1 i 15 -----·-··············· -----···················------·-················· 10 ------·-··················· 1 5 ----···············----- 0 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoftt sept oct nov déc -DCPM 1919-1965 BCMP 1966-2010 1 1 Figure 43: Evolution temporelle des contributions mensuelles dans le domaine sud soudanien 1 1 176 1 Dans le domaine sud soudanien, on observe le même phénomène qu'en zone 1 guinéenne. On observe une diminution des apports mensuels à partir de septembre jusqu'au début de la période des hautes eaux de l'année suivante. La hausse 1 concerne la première partie de la saison des pluies (juin-août). Cette phase concentre en trois mois 64,3% des apports annuels de la période avant la rupture pluviométrique 1 contre 66,4% pour la période après rupture à Bamako-Sénou. Ces chiffres sont respectivement de 64% contre 67,2% à Kéniéba; 60,3% contre 62,4% à Kédougou 1 (figure 53). En plus de la baisse des moyennes mensuelles, la sécheresse s'est traduite dans cette zone par la contraction de la saison des pluies. 1 Dans le domaine nord soudanien, on assiste à une baisse des contributions mensuelles de la période après rupture pluviométrique par rapport à la période 11 précédente sauf à Saraya où on observe une légère hausse pour les mois de juillet et août (figure 54). Cette baisse généralisée des précipitations mensuelles 1 s'accompagne également de celle de la durée de l'hivernage. Dans le domaine sahel, la baisse des contributions mensuelles est plus 11 importante et concerne tous les mois de l'année (figure 55). Cette baisse généralisée des précipitations mensuelles a pour conséquence la diminution de la durée de 1 l'hivernage. 1: 1 1 1 1 1 1 1 1 177 1] 11 1 -Saray a 1 35.--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 30 1 25 20 ··························································· ······················· 1 15 ···································································· 10 1 5 ·················································· ·························· O+-~~....-~----,,--~----.-~--...... ,...... --,-.....,...._...,....., ...... _-r-&.._...... _ ...... _, ...... ,....a...... ,...... --...... ,.....-...... _~ 1 Janv Fevr mars avr mm juin juil aoftt sept oct nov déc 1 OCPM 1~1967 BCMP 1~20101 1 35 1 30 25

'i' 20 1 ~ 15 1 10 5

0 1 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoftt sept oct nov déc

laCPM 1921-1966 IICMP 1967-2010 1 1

1 30

25 ························ ·········································· ······················································ ···············-········

1 20

15 ...... ·······················

1 10 ················································ ························· 1 5 ··········································· Janv F evr mars avr mai jum Juil aoat sept oct nov déc 1 \ a CPM 1926-1967 lilc:M:P 1968-2008 j Figure 44: Evolution temporelle des contributions mensuelles dans le domaine nord soudanien 1 1 178 1 1 1 K.idi.ra 1 40 ,-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~-, 35 ------1 30 ------1 25 ------i 20 15 ------··------1 10 ------· ------1 5 Janv Fevr mars avr mai juin juil aoQt sept oct nov déc 1 mCPM 1918-1967 lilCMP 1968-20101 Kayes 1 35 30 1 25 20 15 ·---·------···------···------1 10 ------1 5 Janv Fevr mars avr mat juin juil aoQt sept oct nov déc 1 1DCPM 1926-1966 lilCMP 1967-20101

Sélibaby 1\ 35 30 ------·-·------·------1 25 20 •-:Je. 1 15 10 1 5 - ·------0 janv fevr mars avr mai juin juil aoQt sept oct nov déc

1 CICPM 1933-1966 lilCMP 1967-2010 J 1 Figure 45: Evolution temporelle des contributions mensuelles dans le domaine sahélien 1 1 179 1 •I 1 1 Xlll.6Calcul de la pluie moyenne spatiale dans les sous 1 bassins. Les données de précipitations annuelles disponibles sont ponctuelles et de ce fait ne 1 donnent que des informations discriminées. Compte tenu des variations importantes des précipitations d'une station à l'autre et du caractère non uniforme de la répartition li des postes de mesures sur le haut bassin, la détermination des hauteurs d'eau précipitées par bassin versant est opportun pour la réalisation des infrastructures 11 structurantes (barrages, routes), la gestion des eaux et la prévention des risques. En effet, la connaissance spatiale discrète est insuffisante, ou peu évidente à visualiser, 1 notamment lors de l'interprétation d'événements pluvieux extrêmes (Laborde, 2000 ; Comby, 1998 ; Bouvier, 2004). Les valeurs observées nécessitent donc d'être li interpolées dans l'espace si l'on souhaite connaître avec précision la pluie « surfacique ». Cette connaissance précise de la pluie moyenne nécessite un réseau Il dense de pluviomètres répartis de la manière la plus équitable possible sur le bassin (Sighomnou, 1990). 1 L'interpolation spatiale est une procédure d'estimation de valeurs à partir de valeurs avoisinantes observées connues comme évoquée précédemment en effet, 1 l'impossibilité de faire des mesures en chaque point du bassin versant pousse souvent à la mise oeuvre de procédures d'estimation spatiale (Bodian 2011 ). Une carte 1 présentant des isolignes est généralement l'aboutissement visuel de ce processus, et joue un rôle majeur dans la prise de décision (Dubois, 1998 ; Thieken, 1998 in Renard I ' Comby, 2006). Il existe de nombreuses méthodes d'interpolation pour la spatialisation de la pluie. Nous avons appliqué quatre méthodes aux séries chronologiques 1 élaborées. 1 XIII.6.t Méthode des moyennes arithmétiques. 1 La moyenne est une mesure statistique caractérisant les éléments d'un ensemble de quantités. Elle exprime la grandeur qu'aurait chacun des membres de 1 l'ensemble s'ils étaient tous identiques sans changer la dimension globale de l'ensemble. Il y a plusieurs façons de calculer la moyenne d'un ensemble de valeurs 1 choisies en fonction de la grandeur physique que représentent ces nombres. Dans le langage courant, le terme « moyenne » réfère généralement à la moyenne 1 arithmétique. 1 180 1 1 ! 1 La moyenne arithmétique est la moyenne «ordinaire», c'est-à-dire la somme des 1 valeurs numériques divisée par le nombre de ces valeurs numériques. Cette méthode est simple, mais donne le même poids à toutes les valeurs. Les sources d'erreurs sont 1 surtout attribuables à la mauvaise répartition des postes. 11 XIII.6.2 Méthode des polygones de Thiessen. 1 Elle consiste à attribuer un poids à chaque poste pluviométrique situé dans un bassin donné ou aux alentours. Le coefficient de Thiessen est déterminé par le rapport de la superficie de la portion du bassin influencée par chaque poste pluviométrique par celle

1 1 ! drainée par la station hydrométrique. La méthode considère qu'en tout point du li bassin, c'est la station la plus proche qui a la plus grande influence sur ce point. Ceci ! conduit à tracer des polygones d'influence autour de chaque station. Manuellement, Il pour déterminer les aires d'influence des postes pluviométriques, on trace une série de segments de droites reliant les stations adjacentes puis on élève des 1 perpendiculaires (médiatrices) déterminant des polygones (Cosandey, 2003). Les côtés des polygones représentent les limites de l'aire d'influence de chaque poste. 1 Après détermination des coefficients de Thiessen, on obtient la pluie moyenne sur le bassin en faisant la somme des produits des valeurs observées en chaque station par 1 son coefficient de Thiessen. La méthode de Thiessen est une méthode classique en hydrologie, et relativement rapide, née dans les plaines d'Allemagne du Nord, elle 1 assimile l'espace géographique à une surface bien plate et trace les isohyètes comme si la pluviométrie évoluait régulièrement entre deux stations quel que soit le relief 1 régional, son orientation et son gradient (Dione, 1996). Cette conception de la méthode la rend difficilement applicable aux régions accidentées (Dione, 1996). Le 1 coefficient de Thiessen a été calculé pour chaque sous bassin. Il définit la contribution de chaque poste pluviométrique à la pluie drainée. Cette contribution est fonction de 1 l'appartenance des postes pluviométriques aux différents domaines climatiques (figure 56). Ainsi, le sous-bassin de Dakka Saïdou draine les postes du domaine guinéen. 1 Pour le sous-bassin de Oualia, ce sont les stations pluviométriques de Kolokani (située dans le domaine nord soudanien), Kita, Toukoto (situées dans le domaine sud 1 soudanien) et Nioro du sahel (domaine sahélien) qui sont prédominantes. 1 1 181 1 ------

Coeffoient de 'IbiesSCJ Cœfficim de 1biesse Coefficient de~ a,,&;,rtde1Homm 0 p 0 p p p p 0 p 0 ~ ::;; ~ i.> o S R !i: li p~~;;~ e e 0 g e ~ e ~ e ~ 0 a ~ ~ ~ ~ ~ DAOOIA -1---'- DABOLA DAOOJA IWDA DALABA l DALABA llALA8' IWJ\B'. DINClUIRAYE ( DINGUIRAYE DINOUIRAYE ~ ~ FARANAH FARANAH i i FARANAH e= ,, KANKAN .. KANKAN .. KANKAN KDURaJSSA cë" - KOUROUSSA KOUROUSSA C LABE lABE t - lABE cil MAU MALI MAU MAMOU MAMCU MAMOU ~ PITA PITA SJCRJJRJ SICJUIRJ 8 TOUOUE TCU.FOlllABE BAMAKO- SENŒ1 BAMAKO· SENOU DJAMOU DIAMOU î DIAMOU FALADYE --1 FAIADYEjl!lll!II•••• FAIADYE ;;:r FAU!A œ· FALEA (I> GALOUOO OALOUOO OOURBASSI m 1 ! 1 ! OOORBASSJ ::, OUENE-OORE=~l OUENE • ClORE KATI-HAIJT c::.2H KATI-HA.Ur ~ KAYES KAYl!S g KENJEBA KENIEBA1·--- Kl!Nll!8'\ (D, KJTA Kll'A (I> KOLOKANI KOLOKANIKll'A~ ...... ·-·- .. KOLOKANI Q. KONIAKARY KONIAKARY i ! i KONJAICARY NlœDDU SAHEL ~ NJORODU SAHEL 1111••••• NJORO DU SAHEL (I> OUALJA OUAUA OUALIA (D OUSSOUBJDIAONA OOS8JlJBJDIAONA OUSSOUBJDJAONA SADJOLA ! SADlOIA 1 SADIOIA i SAOABARI C SAOABAfU SANDARE SAOABARJSANilAIU! i SANDARE - TOUKOTO TCXJKOfO ·--! TOUIWl'O î BOClHE BOCJHE 900HI! (I> SllLIBABY SELIBABY SEIJBABY :r BAKEL BAKEL JWŒL FONOCUMBY FONC:X>UMBY FONCJOLIMBY OOUDIRY OXJDIRY CJOUDIRY KEDOUOOU KBDCXJOJU KEOOU

Pluies (nnn) Fluie(~ Pluie (mm: Pluie(mm;

~ ~8~::!00~-§:::.:;.;; .. g ~ 2 ~ ~ C> g~§g~§§§~~ g§~§iiii~~ c: ~ ~~8~ 888 8005008 Il 11111 1931 ëiJ 1931 1!81 i ; i ~ ~ ,: 1 1931

~ 1934 1- 1934 I ~~ I I I 1934 1937 g 1937 1937 1 ~'""'-.L ! 1 1 1 193' 3 1940 i 1940 1 19'1'.l 1 !~~! 11 Ir, 1940

;. 1 1943 i- 196 1 1943 ~: I ' 1943 946 ::::, ~ 1946 ! ~ 1 ' t 1 1 C. > 1- '< 0 ~ j!; 1949 1- i 1949 ' i., 1949 ~ . J a,ë 1952 !lm 1952 . . 1 19S2 : 1955 1 ISl15 1955 {ffl 1 19S5 l 1 1958 ~ 1~ 1 1958 1 1, 19S8 ffi" f 1961 { !Sl!I i 1961 . i' 1961 i !l 1964 .. 1- 1 1964 . 8 1 1964 Cl) -3 1967 1957 19671 ! ; ~-'i"' 1 111 1 1967 i 1970 1910 1970 I' 1970 1 en 1 1973 1 1973 ... 1973 - s;I 1973 i - E è! - ~ ~ ~ 1976 : 19ltS 1 1976 . !1 1976 ~ I» ~ ~ .Q g 1979 19'9 ~ 1979 , 1 1979 C: .3 5 a 1982 ISJB2 1982 , !__,.__...,_j./ ! 1 , , , , 1982 ëiJ 3 1985 !Sl!II 1985 ~ 1985 ; 1988 l 19111 1 1988 1988 8.Cl) 1 1991 ~~ 1991 f 1991 1991 en 1 ~ C. 11 1994 . 1- a, 1994 1994

~ ~ 1997 1997 1997 1997 i g 2000 li.. -= - DI> 2000 2000 l ; 1:i en l! ; . ; f" ~ 2003 DB i- 2003 r, 2003 1 ; 1 f V-, 1 1 En guise de conclusion sur les trois méthodes d'interpolation retenues, le tableau 1 suivant liste leurs avantages et inconvénients respectifs:

T ableau XXV : comparaison des met'h o des de cacu 1 1d es Pl1 u1es • spatia• 1es se on VAUCHEL 1 Méthode Avantaaes Inconvénients Polygones de Classique en hydrologie Peu représentatif si les stations sont peu Thiessen nombreuses ou mal réparties 1 Relativement rapide si peu de combinaisons Pas d'extraoolation sur un gradient spatial Difficultés pour extrapoler sur un gradient 1 Interpolation plus fine et mieux spatial spatialisée Inverse de la lsolignes de forme circulaire distance 1 Prend en compte toute l'information Loin des stations, on tend vers une valeur moyenne Interpolation de meilleure qualité, 1 moins de biais Temps de calcul élevé Prend en compte un gradient Krigeage 1 spatial Nécessite une certaine compréhension de la méthode Construit des isolignes mieux 1 tracées 1 Dans tous les cas, ces méthodes sont à utiliser avec précaution sur des jeux de données peu représentatifs et présentant une répartition spatiale hétérogène. Avec 1 des stations nombreuses et réparties de manière homogène sur un bassin, toutes les méthodes donnent de bons résultats. Mais dans les cas où les stations sont mal 1 réparties, et qu'il est nécessaire de faire sur certaines zones du bassin de l'extrapolation et non plus de l'interpolation, il est préférable d'utiliser la méthode la 1 plus solide, c'est à dire le Krigeage. En effet, cette dernière méthode est capable de prendre en compte un gradient spatial de variation des valeurs, et donc de réaliser des 'I extrapolations plus consistantes.

1 L'analyse des pluies sont caractérisées par leurs fluctuations. Ceci pose inéluctablement la problématique de leur évolution future, notamment pour le 1 dimensionnement des ouvrages. Aussi nous examinons dans la section suivante les il perspectives d'évolutions des pluies annuelles. 1

1 186 1 Il 1 XIII. 7Analyse fréquentielle des précipitations. 1 L'analyse fréquentielle est une méthode statistique de prédiction consistant à étudier les événements passés, caractéristiques d'un processus donné (hydrologique 1 ou autre), afin d'en définir les probabilités d'apparition future. Cette prédiction repose sur la définition et la mise en oeuvre d'un modèle fréquentiel, qui est une équation 1 décrivant le comportement statistique d'un processus. Ces modèles décrivent la probabilité d'apparition d'un événement de valeur donnée. 1 L'analyse fréquentielle fait appel à diverses techniques statistiques et constitue 1\ un domaine complexe qu'il convient de traiter avec beaucoup de rigueur. ! li xm.1.1 Analyse annuelle L'analyse fréquentielle des précipitations annuelles a porté sur les valeurs 1 ponctuelles, surfaciques, décennales et trentennales.

1 XIII.7.1.1 Analyse des pluies ponctuelles. Les chroniques de pluies annuelles homogénéisées ont été soumises à un 1 traitement statistique. Une dizaine de lois statistiques (Brunet-Moret Y. 1969) ont été ajustées à ces échantillons de pluies annuelles. La recherche de la meilleure 1 adéquation a été faite sur la base des tests : le test du Khi 2 (Roche M, 1963 ; LIORZOU A, 1970) et le test de Brunet-MORET (1977). La valeur du test la plus faible 11 est considérée comme celle du meilleur ajustement. Elle exprime la moindre divergence entre l'échantillon observé et l'échantillon « idéal ». La loi de Goodrich 1 exprimait le mieux ces critères. Les graphiques de la figure 58 illustrent quelques ajustements au niveau de quelques stations. I! Les résultats sont consignés dans le tableau 33 qui synthétise les hauteurs de li pluie pour les fréquences retenues allant de la centennale sèche à la centennale humide. Dans ce tableau, sont indiqués également la médiane, la meilleure loi d'ajustement et le coefficient d'irrégularité K3, rapport de la pluie décennale humide à 1 1 la décennale sèche (RODIER J. 1964). L'analyse du tableau 33 montre que: 1 - en année moyenne, on peut s'attendre à des précipitations supérieures à 1 1800 mm dans le domaine guinéen (Mamou et Dalaba) tandis que dans la

1 187 1 partie soudanienne, les valeurs attendues sont autour de 1000 mm (Bamako, Kita, Sagabari, Saraya). Dans la zone sahélienne, la pluie de

MAMOU Ajustements à un échantillon de vaJeurs annuelles 4000 ~~-~-~-~-~--~-~--~-~~-~--~-~-~-~~-~ 3500 3000 1 - Goodri

1500 ~ =w~-++-~rrrrr1000 1 500 0 500 200 100 SO 20 10 s 3 2 3 s 10 20 SO 100 200 SOQ 1 Récunence (Années)

BAFOULABE 1 Ajusœments à un échantilkm. de valeurs annuelles

1 2000 1500 •---- 1 1000 ~~~~~__,,...... ~...... ~~~~---,~..... Oo~o~>

0 1 500 200 100 50 20 10 3 2 3 10 20 50 100 200 500 ~CWTence (Ann6es)

1 KEDOUOOU Ajusœments à un écbantillan de valeurs annuelles

1 2500 2000 • -- ...--~ ---Cloodrich • Voleur __...-.

1 1S00 1000 ll~--r------...... H-4-t-rrrr-~

500

1 0 L~•--- 500 200 100 50 20 10 ~ 3 2 3 10 20 50 100 200 500 1 IWcuna,.ce (Ann6e9) 1 1 1 ! 1 1 188 ! '

1 1 li Il ~, NARA 1 Ajustements • un échantiDon de valeurs annuelles 1000 1 800

1 0 - SOO 200 100 SO 20 10 5 3 2 3 5 10 20 SO 100 200 500 i 1\ Récummce (Annéeo) Figure 48: Ajustement des pluies annuelles de quelques stations du haut bassin.

1 Tableau XXVI: pluies annuelles fréquentielles au niveau des stations du haut bassin (1931- 2005) 1 Récurrences sèches Media ne Récurrences humides Fréquence 0.01 0.02 0.05 0.1 0.2 0.5 0.8 0.9 0.95 0.98 0.99 Récurrence 100 50 20 10 5 2 5 10 20 50 100 k 1 Da bol a Goodrich 856 940 1066 1177 1307 1534 1731 1822 1893 1967 2015 1.5 Dalaba Frechet 1359 1401 1472 1544 1645 1899 2280 2559 2849 3261 3597 1.7 Dinguiraye Gum bel 978 1013 1071 1127 1204 1385 1628 1789 1943 2143 2293 1.6 1 Faranah Gum bel 1162 1195 1248 1301 1372 1540 1766 1915 2059 2245 2384 1.5 Kankan Gum bel 1105 1140 1197 1253 1329 1509 1752 1912 2066 2265 2414 1.5 Koubia Gum bel 1143 1180 1240 1300 1380 1571 1827 1997 2159 2370 2528 1.5 1 kouroussa Gum bel 1119 1151 1203 1255 1325 1489 1711 1858 1999 2181 2318 1.5 Labé Gauss 868 953 1080 1194 1331 1594 1857 1995 2108 2236 2321 1.7 Tougué Gum bel 1103 1142 1206 1268 1354 1555 1825 2004 2175 2397 2564 1.6 1 Mali Goodrich 977 1063 1195 1313 1453 1703 1924 2029 2110 2196 2251 1.5 Siguiry Frechet 878 902 944 985 1043 1187 1395 1544 1696 1906 2074 1.6 Pita Goodrich 843 944 1101 1244 1415 1725 2003 2136 2239 2350 2420 1.7 Mamou Gum bel 1355 1397 1465 1531 1622 1836 2124 2314 2497 2734 2911 1.5 1 Bafing Makana Fuites 885 920 972 1019 1078 1196 1319 1386 1443 1508 1552 1.4 Bafoulabé Gum bel 489 518 564 610 672 818 1015 1145 1270 1431 1552 1.9 Bamakoaéro Frechet 707 731 770 809 864 1001 1201 1344 1490 1692 1855 1.7 1 Bamako Gum bel 669 691 727 763 812 926 1079 1181 1279 1405 1499 1.5 Ambidédi Gauss 330 376 445 506 580 722 863 937 999 1067 1113 1.9 Faladyé Gum bel 582 613 663 713 780 939 1152 1294 1429 1605 1736 1.8 1 Faléa Frechet 860 895 953 1012 1096 1306 1624 1857 2101 2447 2732 1.8 Diamou Gum bel 446 468 504 539 588 701 854 956 1053 1178 1273 1.8 Galougo Gum bel 529 553 593 632 686 812 981 1094 1201 1340 1445 1.7 1 Gourbassi Frechet 540 563 602 641 696 833 1034 1179 1328 1536 1704 1.8 Guéné-goré Gum bel 803 834 885 935 1004 1165 1382 1526 1663 1842 1975 1.6 Kayes Gum bel 389 413 453 492 546 672 841 953 1061 1200 1304 1.9 1 Kéniéba Gum bel 737 775 838 900 984 1182 1448 1624 1793 2012 2175 1.8 Kita Frechet 701 726 769 812 872 1021 1241 1400 1562 1789 1972 1.7 Kita haut Frechet 335 370 428 488 574 796 1144 1411 1698 2121 2481 2.9 Kolokani Gum bel 468 492 532 572 626 753 923 1036 1145 1285 1390 1.8 1 Koniakary Gum bel 357 383 427 470 528 665 849 971 1088 1240 1353 2.1 Sagabary Frechet 793 814 848 883 932 1050 1222 1343 1466 1634 1768 1.5 Sa raya Frechet 623 654 707 760 836 1026 1314 1527 1749 2067 2328 2.0 1 Nara Gum bel 236 251 276 300 334 412 518 588 655 741 806 2.0 1 189 1 1 11

1 Nioro du sahel Frechet 260 278 307 337 379 482 633 741 852 1005 1129 2.2 Oualia Gum bel 533 560 603 646 704 840 1023 1145 1261 1412 1525 1.8 Il Oussibidiadgna Gum bel 450 479 528 575 640 792 996 1132 1261 1430 1556 2.0 ! Sadiola Frechet 474 504 554 604 676 858 1134 1339 1554 1862 2117 2.2 Sand aré Gum bel 291 323 375 426 495 659 878 1024 1164 1344 1480 2.4 1 Toukoto Gum bel 494 523 570 617 681 831 1032 1165 1293 1459 1583 1.9 Tambacounda Gum bel 424 453 501 547 611 761 962 1095 1223 1389 1513 2.0 Kédougou Gum bel 839 871 924 976 1047 1214 1438 1587 1729 1913 2052 1.6 Kidira Gum bel 238 270 322 374 444 610 833 981 1123 1306 1444 2.6 1 Goudiry Frechet 462 480 509 539 580 681 826 930 1035 1179 1293 1.7 Bakel Gum bel 279 298 329 360 401 499 631 718 802 910 991 2.0 li Boghé Gum bel 128 142 163 185 214 282 374 435 494 570 626 2.4 Kiffa Frechet 95 105 121 137 159 213 289 342 395 467 523 2.5 Sélibaby Gum bel 294 318 356 393 445 565 727 835 938 1071 1171 2.1 1 Kaédi Frechet 135 150 176 202 238 328 459 552 648 780 886 2.7 fréquence médiane de la localité de Bakel est de 500 mm soit moins du 1 1/3 de ce qui est attendu dans certaines localités du sud. Cette proportion passe à 1/9 à Kiffa, station la plus septentrionale, où il est 1 attendu environ 200 mm; le rapport de Rodier, illustratif de la variation des précipitations 1 récurrentielles, aoit suivant un gradient sud-nord. Dans la zone guinéenne, K3 varié entre 1,4 et 1, 7 avec une moyenne de 1,5 ; il est compris entre 1 1,4 et 2,0 avec une moyenne de 1,6 dans le domaine .soudanien. C'est dans la zone sahélienne qu'on observe la plus forte fluctuation du 1 coefficient de Rodier avec une moyenne de 2 pour des valeurs variant entre 1,7 et 2,6. Pour l'ensemble du haut bassin, le rapport de Rodier 1 moyen a été estimé à 1, 7. 1 XIII.7.1.2 Analyse spatiale des pluies. 1 Les pluies moyennes annuelles drainées ont été ajustées pour déterminer les valeurs récurrentielles. Le tableau 34 synthétise les résultats obtenus. Ces valeurs 1 sont supérieures à celles issues des pluies ponctuelles (tableau 33). Ceci s'explique par le fait que la pluie moyenne d'un bassin intègre les valeurs de tous les postes 1 pluviométriques drainés. Par contre il n'y a pas de grande différence entre les quantiles des pluies surfaciques. Ainsi, dans le sous-bassin de Dakka Saïdou, les 1 récurrences décennales humides varient entre 1888,8 mm pour la méthode de Thiessen, 1865,4 mm pour celle du Krigeage et 1754,4 mm pour celle de la distance 1 carrée ; soit un écart, en valeur absolue de 1,24% entre les deux premières méthodes 1 190 1 1 1 et 5, 95% entre les deux dernières. Dans le sous-bassin de Oualia, les récurrences 1 décennales humides varient entre 1083,3 mm pour la méthode de Thiessen, 1045,4 mm pour celle du Krigeage et 1101 mm pour celle de la distance carrée ; soit un écart, 1 en valeur absolue, de 3,50% entre les deux premières méthodes et 5,32% entre les deux dernières. Ces écarts passent de 2, 13% à 2, 01 % sur le bassin de Kidira 1 correspondant aux récurrences décennales humides de 1319,9mm; 1291,9; 1265,7 respectivement pour les méthodes de Thiessen, Krigeage et de l'inverse de la 1 distance carrée. Pour le bassin de Bakel, les écarts sont de 3,62% et 0,22%. 1 1

d . , Tab 1eau XXVII R,ecurrence d es Pl1 u1es • moyennes ramees par sous- ba ssm. 1 Récurrence sèche Médiane Récurrence humide Fréquence 0.01 0.02 0.05 0.1 0.2 0.5 0.66 0.8 0.9 0.95 0.98 0.99 Sous-bassins Récurrence 100 50 20 10 5 2 3 5 10 20 50 100 1 Thiessen 1144 1170 1219 1270 1339 1487 1567 1645 1728 1797 1873 1924 Krigeage 1149 1177 1228 1280 1350 1501 1582 1661 1745 1814 1891 1941 Bafing Makana 1/DistanceA2 1101 1126 1172 1220 1285 1426 1501 1575 1654 1719 1791 1839 1 Thiessen 935 1027 1161 1276 1406 1624 1721 1806 1889 1952 2018 2059 Krigeage 902 998 1136 1253 1384 1603 1700 1784 1865 1927 1992 2033 Dakka Saïdou 1/DistanceA2 1175 1199 1243 1291 1357 1505 1587 1667 1754 1827 1909 1964 1 Thiessen 527 547 582 619 670 778 837 893 954 1004 1060 1096 Krigeage 523 542 576 612 661 769 827 884 945 996 1052 1090 Sirimakana 1/DistanceA2 616 642 685 728 784 895 953 1006 1063 1108 1158 1190 1 Thiessen 587 602 632 667 719 846 921 997 1083 1157 1242 1300 Krigeage 581 596 625 659 709 827 896 967 1045 1112 1189 1241 Oualia 1/DistanceA2 654 682 728 772 829 940 995 1047 1101 1144 1191 1221 1 Thiessen 758 831 945 1048 1171 1393 1498 1592 1687 1760 1839 1889 Krigeaae 766 847 967 1069 1185 1382 1470 1547 1622 1680 1740 1778 Fadougou 1/DistanceA2 731 810 924 1020 1127 1303 1381 1448 1512 1561 1612 1644 1 Thiessen 715 741 784 826 882 995 1053 1108 1166 1213 1264 1297 Krigeage 714 739 781 823 878 991 1050 1106 1164 1212 1264 1298 Gourbassi 1/Distancej\2 738 767 816 862 922 1037 1095 1149 1205 1249 1297 1329 1 1 Thiessen 679 704 753 805 878 1041 1132 1222 1320 1401 1493 1555 Krigeage 675 706 760 815 889 1045 1128 1207 1292 1361 1438 1488 Kidira 1/DistanceA2 726 765 828 885 956 1087 1150 1207 1266 1312 1361 1392 Thiessen 1026 1055 1106 1157 1224 1360 1431 1498 1568 1625 1688 1729 1 Krigeage 1029 1059 1110 1161 1228 1364 1435 1503 1574 1631 1694 1736 Dibia 1/DistanceA2 983 1012 1062 1111 1177 1309 1378 1443 1511 1567 1627 1667 Thiessen 715 741 784 826 882 995 1053 1108 1166 1213 1264 1297 1 Krigeage 714 739 781 823 878 991 1050 1106 1164 1212 1264 1298 Galougo 1/DistanceA2 738 767 816 862 922 1037 1095 1149 1205 1249 1297 1329 Thiessen 631 655 697 739 793 902 958 1010 1066 1110 1159 1191 1 Kayes Krigeage 627 650 691 732 785 893 949 1002 1058 1103 1152 1185

1 191 1 li 1 1/Distance"2 674 702 750 795 853 965 1021 1072 1126 1169 1215 1245 Thiessen 584 601 634 670 722 841 909 976 1050 1113 1183 1231 Il Krigeage 589 607 641 679 735 862 935 1008 1088 1156 1234 1286 Bakel 1/DistanceA2 643 672 719 765 821 931 985 1035 1086 1127 1171 1200

Il XIII.7.1.3 Analyse trentennale. Les séries normales ont été ajustées. Les résultats ont été consignés dans le 1\ tableau 35. Ils montrent une diminution importante des hauteurs pluviométriques

1 fréquentielles, notamment en ce qui concerne les deux dernières valeurs centrales (1966- l '1 1 1995 et 1976-2005). Ceci pose, par conséquent, la problématique de la série de référence 11 pour le dimensionnement d'ouvrages ou l'estimation des volumes compte tenu des

1 différences importantes entre quantiles de même récurrence. 1

1 Figure 49: Pluies annuelles récurrentielles (mm) de principales stations pour les pluies trentennales 1 Récurrences sèches Médiane Récurrences humides Fréquence 0,01 0,02 0,05 0,1 0,2 0,5 0,8 0,9 0,95 0,98 0,99 Récurrence 100 50 20 10 5 2 5 10 20 50 100 1 1936-1965 2102, Labé 1319,2 1339, 1 1379, 1 1425,9 1496,5 1669,2 1879,0 1999,0 0 2221,4 2302,7 2393, 1 Mamou 1265,0 1340,8 1461,5 1572,8 1709,0 1961,3 2193,3 2305,4 6 2488,2 2548,8 1676, Siguiri 991,0 1010,3 1048,3 1091,7 1155,8 1308,4 1488,7 1590,2 6 1775,9 1843, 1 1 1231, Bafoulabé 580,8 603,5 646,1 692,4 757,8 904,7 1068,4 1157,4 7 1315,8 1372,0 1190, Bko Sénou 745,2 781,6 836,5 884,6 940,5 1037,8 1121,6 1160,6 6 1222,3 12423 1 1049, Kayes 506,0 525,9 562,8 602,5 658,0 781,0 916,3 989,3 9 1118,4 1164,0 1724, Kéniéba 989,2 1001,6 1028,9 1063,8 1120,7 1275,7 1484,7 1611,9 8 1859,5 1953,3 1 1538, Kita 753,4 775,7 819,7 869,6 943,4 1118,3 1324,4 1440,2 6 1651,7 1728,3 Nioro 458,8 466,5 483,0 503,4 535,8 620,6 730,8 796,4 854,0 921,9 968,8 1 Bakel 232,8 261,3 307,7 351,5 406,1 510,0 608,1 656,2 694,4 735,6 762,2 Kiffa 192,5 198,4 208,5 218,3 231,2 256,8 282,3 295,2 305,6 317,0 324,4 1946-1975 1 2143, Labé 1345,0 1354,2 1376,2 1406,5 1459,8 1618,9 1854,0 2005,2 4 2312,5 2432,7 2392, Mamou 1300,1 1365,2 1472,2 1574,1 1702,3 1948,6 2183,8 2300,0 5 2492,7 2557,5 1 1701, Siguiri 1050,5 1057,1 1073,3 1096,2 1137,3 1264,2 1457,6 1584,1 0 1845,2 1948,5 1212, Bafoulabé 499,0 535,4 597,6 659,3 739,6 901,6 1063,6 1146, 1 6 1285,8 1333,5 1 Bko Sénou 717,7 755,3 812,4 862,8 921,9 1025,8 1116,2 1158,5 1191, 1225,8 1247,7 1 192

1 1 1 1 2 Kayes 442,6 473,0 522,7 569,5 627,9 739,2 844,2 895,8 936,7 981,0 1009,5 1 1691, Kéniéba 855,9 889,7 950,9 1015,0 1103, 1 1292,7 1495,6 1603, 1 8 1791, 1 1856,8 1448, Kit a 798,5 809,4 833,5 864,2 914,5 1051,4 1236,2 1348,7 7 1567,9 1651,0 1 Nioro 339,1 353,9 382,9 415,7 463,9 577,5 710,8 785,3 848,6 921,2 970,2 Bakel 244,7 268,5 310,5 353,3 410,5 530,0 653,8 718,1 770,6 828,8 867,1 1 Kiffa 130,2 140,2 157,9 175,7 199,5 248,5 298,7 324,7 345,9 369,3 384,6 1956-1985 2060, 11 Labé 1245,3 1260,5 1293,3 1334,2 1399,8 1573,7 1802,4 1939,5 2 2203,2 2302,3 2309, Mamou 1484,9 1503, 1 1541,0 1586,6 1657,4 1837,0 2063, 1 2195,1 8 2444,1 2536,2 1518, 1 Siguiri 994,3 1013, 1 1048,2 1086,1 1139,3 1257,6 1388,5 1459,2 1 1584,6 1629,0 1074, Bafoulabé 481,1 511,4 563,2 614,5 681,3 815,9 950,6 1019,1 3 1135, 1 1174,7 1176, 1 Bko Sénou 614, 1 651,4 711, 1 766,2 833,9 959,7 1075,7 1131,9 1 1223,6 1254, 1 Kayes 414,3 433,7 468,1 503,5 551,1 651,4 756,3 811,1 855,9 905,8 938,7 1586, Kéniéba 646,8 704,4 798,4 887,3 998,3 1210,0 1410,3 1508,8 9 1671,5 1725,9 1 1383, Kita 704,5 714,6 737,6 767,6 817,8 958,4 1153,7 1274,6 0 1513,3 1604,7 Nioro 255,1 269,1 296,8 328,4 375,1 486,1 617,3 691,1 753,9 826,1 875,0 1 Bakel 230,5 247,5 280,3 316,7 369,5 491,5 631,6 709,2 774,6 849,2 899,4 Kiffa 101,9 111,5 129,2 148,1 174,3 231,9 294,8 328,5 356,5 387,9 408,9 1 1966-1995 1832, Labé 1250,7 1264,3 1292,4 1325,6 1376,7 1504,2 1662,3 1753,7 8 1924,9 1987,9 2130, Mamou 1429,5 1442,9 1471,9 1507,7 1564,8 1715,0 1910,8 2027,5 1 2251,3 2335,1 1 1524, Siguiri 873,2 889,4 922,4 960,9 1019,4 1162,8 1337,7 1438,0 1 1624,1 1692,3 1000, Bafoulabé 438,8 483,9 552,3 612,3 682,5 805,4 912,0 961,7 0 1040,5 1066,2 1 1132, Bko Sénou 643,9 667,5 708,4 749,5 803,7 914,6 1027,3 1085, 1 1 1183,9 1217,8 Kayes 391,0 399,8 419,2 443,8 484,1 593,4 740,5 830,0 909,3 1003,9 1069,8 1 1482, Kéniéba 688,3 732,7 806,8 878,6 970,2 1150,0 1325,0 1412,7 8 1559,2 1608,8 1168, Kita 637,8 664,2 709,5 754,8 814,1 934,5 1056,0 1118, 1 4 1223,7 1259,9 1 Nioro 251,7 265,6 291,2 318,4 356,0 438,1 527,2 574,7 614,1 658,4 687,8 Bakel 263,4 280,7 313,3 349,1 400,1 516,0 646,6 718,0 777,9 845,9 891,4 Kiffa 105,0 111, 1 123,5 138,2 160,5 215,9 284,0 323,2 357,0 396,4 423,2 1 1976-2005 1745, Labé 1246,2 1260,5 1288,6 1320,5 1367,5 1478,8 1609,6 1682,9 2 1816,8 1865,1 1 2081, Mamou 1425,5 1436,9 1461,9 1493,5 1544,9 1683,7 1869,3 1981,7 2 2199,7 2282,0 1529, Siguiri 866,9 880,8 910,1 945,8 1001,6 1144,9 1327,7 1435,2 0 1639, 1 1714,9 1 Bafoulabé 472,4 506,7 561,4 612,1 674,3 790,2 897,2 949,1 989,9 1033,8 1061,9 1127, Bko Sénou 636,8 659,1 698,3 738,2 791,7 903,1 1018,4 1078,4 2 1181,5 1217, 1 1 Kayes 390,8 397,2 412,6 433,7 470,8 581,0 743,5 847,7 943,0 1059,4 1142, 1 Kéniéba 665,3 720,5 805,7 881,8 972,2 1133,6 1276,5 1343,9 1396, 1452,0 1487,3 1 193 1 1 1 3 1176, 1 Kit a 628,7 651,6 692,8 7356 793,9 918,3 1050,2 1119,7 9 1240,7 1282,9 Nioro 243,8 257,6 283,0 310 2 348,1 431,9 523,8 573,2 614,3 660 5 691 3 Bakel 255,0 272,7 305,5 340,8 390,3 500,2 621,5 686,9 741 4 802 9 843,9 1 Kiffa 103,5 110,4 123,7 138,9 161,2 214,1 276,1 310,9 340,4 374,3 397,2

1 xm. 1.2 Analyse mensuelle. L'analyse fréquentielle des cumuls mensuels a été faite de la même manière 1 que les pluies annuelles et nous a permis de déterminer les récurrences des pluies des mois pluvieux. Les récurrences ont été déterminées grâce aux lois qui s'ajustent 1 le mieux pour chaque mois. La figure 59 illustre l'ajustement des valeurs. Les résultats ont été répertoriés en annexes VII, en tenant compte du nombre élevé des 1 points de mesures pluviométrique disposant de données mensuelles et de la durée de l'hivernage. Les lois donnant les meilleurs ajustements varient d'un mois à l'autre. 1 Pour le mois d'août (mois le plus pluvieux, c'est la loi de Goodrich, loi de type dissymétrique traduisant la variabilité des paramètres ajustés (c'est-à-dire les pluies) 1 qui a été appliquée. L'analyse des valeurs attendues en période humide montre des fortes valeurs de récurrence de 5 à 100 ans. 1 Dans le domaine guinéen, pour une période de retour de dix ans, un quantile de 1 477,4 mm, 538,5 mm et 469 mm pourra tomber respectivement à Labé, Mamou et Siguiri, si on sait que la majorité de ces bassins versants est caractérisée par un

KENIEBA (aoOt) 1 P\JU-ments • un 6chant1Non de valeurs mensuel-

1 ' 1000

800

-OOOCll1Ch E 600 1 ~ • V•leur

400 ----

1 200

0 -- 600 200 100 110 20 10 Il 3 2 3 Il 10 20 110 100 200 800 1 R6currence (ann... ) 1 1 1 194 Il 1 1

KITA(-) 1 ~-ments • un 6chantllon de -leurs mensu-

700 1 800 600

1 300

200 1 100 0 ------1 600 200 100 60 20 10 6 :, 2 3 6 10 20 60 100 200 600

BAKEL (aoOt) 1 Ajustements à un échantillon de valeurs mensuelles 1 600 1 500 -Goodrlch 1 • Valeur 200

1 100

0 - - 1 600 200 100 50 20 10 3 2 3 5 10 20 50 100 200 600 Récurrance (Années)

1 Figure 50: ajustement des pluies mensuelles de quelques stations du haut bassin

1 relief accidenté, on peut s'attendre à des écoulements importants. En centennale humide, les apports peuvent atteindre 577,5 mm à Labé, 628 mm à Mamou et 570,6 1 mm à Siguiri. Dans le domaine sud soudanien, les valeurs attendues restent élevées. La 1 1 décennale peut atteindre 590 mm à Kénieba, 454,4 mm à Bafing Makana et 418,8 mm à Kédougou. La centennal varie entre 950 mm à Kénieba et 693 mm à Kédougou ; il 1 est attendu à Bafing Makana 703mm. 1 1 195

1 1 •I 1 Dans le domaine nord soudanien, les récurrences décennales varient entre 448 1 mm à Kita, 432 mm à Bafoulabé et 393 mm à Tambacounda. La centennale atteint 642 mm à Kita, 680,5 mm à Bafoulabé et 611,8 mm à Tambacounda. 1 Au sahel, les valeurs attendues sont faibles. Les décennales attendues varient entre 413 mm à Kayes, 300 mm à Sélibaby et 297 mm à Bakel. Les apports 1 centennaux peuvent atteindre 539,6 mm à Kayes, 447 mm à Sélibaby er 484 mm à Bakel. 1 1 xm.7.3 Analyse journalière. L'étude fréquentielle des hauteurs de précipitations journalières a consisté à 1 rechercher pour chaque station l'ajustement d'une loi de distribution. Trois lois tronquées, Pearson Ill (Gamma incomplète), Goodrich (exponentielle généralisée) et 1 Galton (gausse-logarithmique) ont été ajustées aux échantillons de pluies journalières. La loi de Pearson Ill tronquée s'est le mieux ajustée à l'ensemble des stations. 1 Tableau XXVIII: Quantile des pluies journalières récurrentielles selon Pearson Ill T

1 Fréquence 0,2 0,1 0,05 0,02 0,01 0,5 Nombre Récurrences (ans) 2 5 10 20 50 100 d'années 1 Dalaba 78,2 92,4 102,2 113,2 126,6 137,7 33 Faranah 83,8 98,4 109,2 120,0 134,9 145,4 75 Kankan 89,2 106,7 119,7 132,7 151,1 164,4 75 1 Labé 78,5 92,6 102,8 113,2 127,2 138,4 75 Mali 81,7 97,7 109,8 121,9 137,9 149,5 31 1 Mamou 83,3 97,6 109,3 119,6 134,8 146,0 75 Siguiri 86,7 102,8 115,7 129,2 145,6 159,2 75 Touaué 73,0 87,5 97,8 108,7 123,1 134,6 15 1 Bamako 80,7 97,5 110,6 122,7 140,3 153,4 75 Ambidédi 60,9 74,8 84,2 95,3 108,2 118,8 45 Bafing Makana 69,6 83,7 93,1 103,6 117,3 127,5 32 1 Bafoulabé 81,3 99,3 113,5 127,9 147,2 161,4 65 Bamako Sénou 64,7 77,1 86,1 95,7 108,0 117,1 31 1 Diamou 69,1 85,0 96,1 108,4 123,7 135,3 45 Faladié 71,0 86,4 97,8 109,6 125,1 136,7 72 Faléa 80,4 96,0 108,4 120,4 135,6 147,9 48 1 Kéniéba 117,2 144,7 166,9 189,0 218,5 241,5 48 Gourbassi 78,4 100,0 116,2 134,0 156,8 174,9 49 1 Guéné garé 76,5 92,3 104,5 116,1 132,3 144,2 47 Kita haut 53,1 65,5 74,5 82,8 95,1 104,4 37 1 196 1 1 i 1 Kayes 65,5 79,9 90,6 101,6 116,0 127,1 75 Kédougou 86,4 103,1 114,8 127,6 143,0 155,9 75 1 Kouniakary 69,9 86,9 100,5 112,9 130,4 143,2 40 Oualia 71,9 87,6 98,7 111,0 126,0 137,5 37 1 Oussibidiandia 59,4 71,3 80,9 89,8 102,0 110,5 40 Sadiola 72,7 87,6 99,0 110,5 125,5 137,0 34 Sagabarv 70,1 83,5 94,0 103,6 117,6 127,3 36 1 Sandaré 62,1 76,9 87,6 97,9 111,3 122,0 35 Toukoto 70,8 85,7 96,6 106,7 121,2 132,5 62 1 Boohé 53,6 67,3 78,4 88,7 102,3 113,5 75 Sélibabv 71,6 89,3 102,6 115,9 134,3 147,7 74 Bakel 69,8 87,3 100,9 114,8 132,7 146,6 70 1 Goudiry 75,6 93,3 106,0 119,6 137,5 151,1 57 Sarava 85,9 105,3 120,8 135,7 155,6 171,1 54 1 Kaédi 66,1 86,2 102,2 118,7 140,4 156,2 75 Sa fonction de répartition est la suivante : 1 1

F1 ( x ) = F1 ( 0 )-1-j ( ..:._ y-1 e - xis d x 1 r r X s s Où : F1 (x) est la probabilité pour que la valeur de la variable soit supérieure ou égale à 1 X. F1 (0) est la probabilité pour que la valeur de la variable ne soit pas nulle, paramètre 1 de tronquage. y, paramètre de forme, positif, sans dimensions. 1 S, paramètre d'échelle, positif, s'exprimant dans la même unité que x, ici comme la précipitation en mm. 1 rv, est la fonction gamma complète (Eulérienne de seconde espèce). L'ensemble des précipitations journalières est pris en compte, d'où le traitement de n 1 valeurs xi, (Xïnxi = N * M), N étant le nombre d'années d'observations et M le nombre moyen annuel de jours de pluies. F, (o) est en théorie égal à~. rapport du nombre 365.25 1 moyen de jours de pluie par an au nombre de jours de l'année, mais on préfère calculer F1 (0) avec M' nombre moyen théorique de jours de pluie dans l'année obtenu 1 par la méthode des moments (ce qui exclut l'imprécision du nombre de jours de pluie inférieure à 0, 1 mm non comptabilisés). 1 Les résultats de l'ajustement de la loi de Pearson Ill tronquée aux pluies 1 journalières sont consignés dans le tableau 36.

li 197 Il 1\ 1 La restitution cartographique permet de visualiser la répartition des quantiles de 1 précipitations journalières sur l'ensemble du bassin. La figure 60 montre la répartition spatiale des quantiles de pluies journalières suivant leur récurrence. L'examen du 1 tableau 36 et de la figure 60 montre que la répartition des pluies journalières n'obéit pas à la logique latitudinale. Car, pour un même temps de retour, les quantiles 1 augmentent des stations sahéliennes aux stations du domaine soudanien (zone active des lignes de grain) avant de diminuer au niveau des stations de la zone guinéenne. 1 En effet, dans la partie méridionale du haut bassin, l'étalement de la saison des pluies s'accompagne d'une diminution de l'intensité des pluies (Rochette C. 1974). 1 1 egende 1 luie médiane (mm) 53-62 1 62- 71 80-90 90.99 1 99-108 1 0- 70 ----- 108 -117 1

1 egende ie quirxiuennales (mm 1 134 -145 122-134 111-122 1 99-111 76• 88 1 0- 70 ---... ~ 65· 76 1 Pluie de fréquence quinquennale (1/5 ans) 1 1 198 1 1 1 N 1 egende ~u~ décennale (mm) 1 74.87 87-100 1 100-113 113 -127 1 127 -140

0- 70 140 2B0Km 140-153

1 Pluie de fré uence décennale 1/1 O ans 1 1 egende

97-113 1 113-128 128-143 1 143-158 158-174 1 174-189 Pluie de f uence vicennale 1120 ans 1 N 1 uie cir-iœntennales (mm 124-143 1 143-163 163-182 182-202 1 202-221 221 •241 1 Pluie de fréquence cinquantennale (1/50 ans) 1 1 1 199 1 - • 1 egende 1 ie centennale (mm Il 104-124 i 124-143 Il ·. , 143-163 1 163-182 Il 182-202 202-221 221-241 1 Pluie centennale 1/100 ans 1 1

108-117 11 99-108 1 80-90 71-80 • 62-71 1 •• 53-62 1 1

1 1 • 134-145 122-134 111-122 99-111 1 • 88-99 76-88 1 65-76 1 • 1 Pluie de fréquence quinquennale (1/5 ans) 1 200 1 •I 1 • 153-166 • 140-153 1 127-140 113-127 100-113 1 87-100 ••• 74-87 1

1 • .. 1\ Pluie de fréquence décennale (1/10 ans) 1 1

1 • 174-189 158-174 143-158 128-143 113-128 1 i----- 97-113 1 • •• 82-97 11 1

. ' • 1 Pluie de fré • 174-189 1 158-174 143-158 1 128-143 113-128 97-113 1 82-97

1 Pluie de fréquence cinquantennale (1/50 ans) 1 1 201 1 1 ! 1

1 221-241 202-221 ' 182-202 163-182 1 143-163 •• 124-143 -- 104-124

1 •

1 Pluie de fréquence centennale (1/100 ans)

Figure 51: Carte de répartition spatiale des pluies journalières fréquentielles sur le haut bassin du fleuve 1 Sénéga XIV. EFFET DE LA PEJORATION CLIMATIQUE SUR LA 1 PLUVIOMETRIE. L'étude de la pluviométrie du haut bassin montre que celle-ci est caractérisée par 1 une variabilité spatio-temporelle. Aux années sèches succèdent des années humides. Dans l'évolution des pluies annuelles, une succession relativement longue d'années à 1 forte pluviosité correspond à une période excédentaire. Une suite d'années déficitaires est assimilée à une période déficitaire (A. A Sow, 1984). L'alternance d'années sèches 1 et d'années humides, pose la problématique du seuil entre ces deux dénominations, en raison de la notion relative de l'excédent ou du déficit sur une échelle temporelle 1, donnée. Dans l'analyse des périodes excédentaires ou déficitaires, au-delà du phénomène 1 propre, ce sont les particularités qui retiennent l'attention. Ainsi en période excédentaire, certaines années peuvent être extrêmement humides : 2816 mm 1 enregistré à Mamou en 1924; 2158 mm enregistré en 1958 à Labé, 1620 mm à Kita en 1936 pour respectivement des moyennes interannuelles de 1880 mm, 1594 mm, 1 1004 mm. En période sèche, de très faibles totaux sont également observés : 456 mm à Tambacounda en 1976, 394 mm en 1993 à Kayes, 290 mm en 1972 à Sélibaby, 250 1 mm en 1984 à Bakel. Ces valeurs annuelles correspondent respectivement aux moyennes interannuelles de 792 mm, 699 mm, 590 mm et 517 mm. 1 Ces périodes déficitaires plus connues sous le nom de sécheresse ont déjà fait l'objet 1 de plusieurs études (J. Sircoulon, 1976; C. Toupet, 1979, 1980, 1993; J.C. Olivry, 1982 ; A. A. Sow et H.M. LO, 1984, Dione, 1996, Koulm Guillaumie et al, 2005). 1 Dans la présente section, nous nous attachons à caractériser les périodes déficitaires observées au niveau des principales stations pluviométriques des 202

Il1 li •\ Il différentes unités climatiques du haut bassin. Nous n'étudions cependant que les 1 manifestations de la période récente en raison de ces caractères confirmés par les auteurs précédents à savoir sa durée, son intensité et son extension. Mais compte Il tenu de l'importance que revêt depuis une quarantaine d'années ce phénomène en Afrique de l'Ouest et de la fluctuation des pluies, nous donnons ci-dessous, tels que 1 décrits par Guillaumie et al (2004), les phénomènes qui ne sont pas à l'origine de la sécheresse dans le sahel mais qui agissent en renforçant les conditions existantes, 1 induites par des phénomènes de plus grande échelle. 1 XIV.1 Les mécanismes du climat sahélien. La persistance des sécheresses observées en Afrique de l'ouest n'est pas à 1 relier d'emblée au changement climatique global, aux problèmes relatifs à l'effet de serre et au réchauffement de la planète, car de grandes sécheresses (1680-1690, 1 1730-1750 et 1820-1840) sont aussi apparues au cours des siècles passés où les phénomènes anthropiques actuels de perturbation du climat étaient négligeables 1 (Fontaine et Janicot, 1993). La sécheresse récente pourrait s'expliquer par les éléments qui déterminent les mécanismes du climat au sahel qui sont : l'intensité de la 1 mousson, le rôle des températures de surface des océans (SST), le couplage sol 11 atmosphère, l'humidité du sol et de la couverture végétale et le rôle de la poussière. xiv.1.1 L'intensité de la mousson. Il Les précipitations au sahel sont en grande partie tributaires de l'intensité de la mousson. Tout au long de l'année, les vents du nord-est au nord de l'Equateur et du 1 sud-est au sud convergent à l'Equateur, à l'ITCZ (Intertropical Convergence Zone). Cependant pendant les mois de juillet et août, le vent du sud traverse l'équateur. Il est 1 attiré par l'accumulation de chaleur et les courants de convection au niveau du sahel. Comme la force de Coriolis est inversée, le vent va vers le nord-est. C'est ce vent, qui 1 chargé en humidité apporte la mousson. L'intensité de la mousson varie d'année en année mais on ne connaît pas les causes 1 véritables de cette variation.

XIV.1.2 Le rôle des températures de surface des océans (SST). 1 Plusieurs études ont cherché à établir une relation entre la variabilité des précipitations au sahel (et plus généralement sur tout le continent africain) et les 1 températures de surface des océans. Se basant sur des données couvrant les années 1 203 1 Il 1 1930-1990, un modèle développé par la NASA a produit des résultats suggérant que les précipitations sur le sahel seraient très largement influencées par la réponse de la Il1 mousson au forçage océanique. 1 La sécheresse que l'on y observe depuis une quarantaine d'années est attribuée à un réchauffement anormal des eaux de l'atlantique sud et un rafraîchissement 1 concomitant de l'Atlantique nord autour de l'Afrique qui, en favorisant la naissance de larges phénomènes convectifs au-dessus des océans, affaiblit la mousson et cause la 1 sécheresse qui sévit du Sénégal à l'Ethiopie. Une caractéristique majeure de l'influence des océans sur les précipitations 1 sahéliennes est la multiplicité des échelles de temps et d'espaces qui rentrent en ligne de compte. Chaque bassin océanique apporte sa contribution comme l'ont montré

1 1 Giannini et al. (2001 ).

1 1 XIV.t.3 Le couplage "sol atmosphère". 1 Pour expliquer les particularités du climat sahélien, qui se distingue du climat africain, considéré comme homogène sur l'ensemble du continent, l'importance de 1 couplage entre le sol et l'atmosphère a été mise en avant. Le corollaire de cette hypothèse est que la sécheresse a été déclanchée par des 1 facteurs de larges échelles (circulation générale) et qu'elle n'est prolongée que localement. La modification des conditions de surface au sol, induite par la 1 modification des précipitations ne fait que renforcer les conditions atmosphériques à la source des anomalies observées.

1 1 Les phénomènes d'interactions entre sol et atmosphère existent plus ou moins intensivement selon les régions mais c'est dans le sahel que ses manifestations sont

1 1 plus visibles. En effet on sait qu'entre autres paramètres, la température de surface des océans 1 (SST) joue un rôle clé dans la connaissance de nombreuses anomalies climatiques, particulièrement dans certaines régions du globe ( « hot-spots ») où l'atmosphère 1 réagit plus fortement qu'ailleurs à un changement d'état de la surface de la mer: c'est le cas par exemple du Pacifique équatorial d'où El Nino prend sa source. 1 Pour les phénomènes de couplage entre le sol et l'atmosphère, il existe de la 1 même façon de tels « hot-spots » que le Programme GLACE a contribué à identifier. 1 204

1 1 li ' 1 L'indentification de ces «hot-spots» pourrait grandement faciliter l'élaboration des li prévisions météorologiques sur de longs horizons. L'état des sols est en effet une donnée prédictible relativement à l'avance, qui dans la mesure où, si l'on parvenait à 1 la déterminer de façon systématique son interaction avec les conditions atmosphériques, conduirait à améliorer nettement la prévision de ces régions. 1 Le sahel fait partie de ces régions pointées par le programme GLACE comme 1 particulièrement propice à l'expression du couplage sol/atmosphère. 1 Le programme GLACE avance quelques notions pour étayer le couplage sol/atmosphère: 1 - dans les climats humides, le sol contient des grandes quantités d'eau et l'évaporation n'est pas contrôlée par l'humidité du sol mais par l'énergie 1 radiative nette. Le régime des précipitations ne dépend par conséquent pas de cette humidité ; 1 - dans les climats trop secs, certes l'évaporation dépend largement de cette humidité du sol, mais elle en outre limitée, et on peut intuitivement supposer 1 que ses conséquences sur le régime local des précipitations sont minimes. Dans tous les cas, l'atmosphère dans de tels climats ne connaît que rarement 1 de forts épisodes pluvieux ; - on conclut donc que les régions où le couplage sol/atmosphère, notamment au 1 1 travers de l'influence de l'humidité des sols est un phénomène prépondérant doivent être des régions de transition entre les climats humides et secs. Il faut 1 une évaporation suffisamment abondante pour agir sur les précipitations mais suffisamment faible pour être contrôlée par l'humidité du sol. C'est le cas du 1 1 sahel (The GLACE Team, 2004).

1 XIV.1.4 Humidité du sol et couverture végétale. Si l'évapotranspiration est suffisante, une augmentation de l'albédo (rapport entre 1 l'énergie solaire renvoyée par une surface et l'énergie solaire qu'elle reçoit) d'un sol revient à une diminution de l'absorption de radiations solaires par ce sol. Le transfert 1 de chaleur latente à l'atmosphère par réémission est par suite moins important et la nébulosité réduite. La réduction de la couverture nuageuse tend alors à compenser 1 l'augmentation de l'albédo en augmentant l'exposition du sol aux radiations solaires mais elle réduit d'autant plus l'émission des radiations de grandes longueurs d'onde, à 1 tel point que l'absorption nette de radiations (solaires plus grandes longueurs d'ondes) 1 205 1 1 1 est au final moins importante. La diminution de l'absorption de ces radiations par le sol 1 conduit à une rédudion du réchauffement radiatif de l'air et par suite une diminution de la nébulosité et des précipitations. 1 Si l'évapotranspiration est faible, la quantité de nuage est beaucoup plus faible, et la diminution de l'absorption des radiations solaires par le sol conduit directement à 1 une rédudion du réchauffement de l'atmosphère via réémission de chaleur contenue dans le sol. 1 Au sahel, le sol est généralement sableux, sec et léger. Une diminution de la couverture végétale conduit à une augmentation de l'albédo, une diminution des 1 précipitations et donc une aggravation de la diminution de la couverture végétale. Cet effet est doublé d'une diminution de l'évapotranspiration consécutive à la disparition 1 des plantes. 1 XIV.t.5 Le rôle de la poussière. 1 Sans être parfaitement comprise, l'influence de la poussière sur les précipitations a été établie. Les GCM ne simulent de façon satisfaisante le climat que lorsque cette 1 donnée est prise en compte. Il a été démontré que le sahel est l'une des principales sources d'émission de la 1 poussière du monde. Des mesures faites à la Barbade entre 1965 et 1990 montrent que la présence de la poussière provenant de l'Afrique de l'Ouest dans l'air est 1 inversement corrélée à la fréquence d'événement pluvieux sur cette région. La poussière disperse et absorbe les radiations solaires et modifie la nature des :1 nuages, rompant ainsi l'équilibre énergétique dans l'atmosphère et à la surface du sol. Des expériences conduites au Niger (ECLATS experiment) ont par ailleurs 1 montré que la présence de poussière dans l'air jouait un rôle sur les températures. Durant la campagne d'observations, les températures relevées étaient supérieures en 1 moyenne de 3 degrés le jour et inférieures de 3 degrés la nuit. Le domaine de variation de la température sur une journée en présence d'aérosols serait ainsi réduit 1 de 30% environ, ce qui pourrait altérer les flux d'énergie et la convedion. Il a été démontré l'existence d'un effet mémoire dans les émissions de 1 poussières, qui seraient largement conditionnées par les précipitations observées 1 l'année précédente. Plus celles-ci ont été faibles pendant l'année N-1, plus ces 1 206 1 -11 1 émissions de poussières seront significatives l'année N (Prospero et Nees, 1986 puis l1 N'Tchayi, M'Bourou et al., 1997).

XIV.2 Mise en place de la sécheresse. 1 La notion de sécheresse intéresse de manière diverse plusieurs spécialités, aussi sa conception est très variable. S'il est relativement aisé de reconnaître les phases 1 d'extrêmes climatiques à partir de faits et de chronologies historiques (S.E. Nicholson, 1 1981 ; A Gado Boureima, 1988), il est tout autant difficile de retenir une définition qui recueille l'assentiment de tous. 1 Pour le climatologue, le total de pluies annuelles en dessous de la normale ou d'un indice quelconque, est considéré comme déficitaire. Son prolongement dans le temps 1 amène alors à parler de sécheresse. Cette situation peut ne pas être assimilée à une sécheresse pour l'hydrologue si les précipitations reçues dans le temps sont suffisamment fortes pour engendrer un écoulement satisfaisant. 1 i L'évolution climatique récente, par ses manifestations, nécessite une définition 1 succincte pour éviter des amalgames de terminologie possibles entre sécheresse, désertification, aridification et désertisation Diane (1996). 1 Ainsi, C:Toupet et P. Michel, (1979) définissent la sécheresse comme "un phénomène accidentel de durée variable marquée par un déficit anormal en eau, 1 entraînant une rupture des équilibres naturels, une désorganisation de l'aménagement du pays, une baisse considérable de la production vivrière et des bouleversements 1 sociaux qui peuvent être irréversibles". Pour Dregne, (1977), la désertification est l'appauvrissement d'écosystèmes 1 arides, semi-arides, ou semi-humides sous les effets combinés des activités humaines et de la sécheresse. Une pareille définition ne saurait en tout état de cause, du moins 1 pour l'instant, s'appliquer au contexte climatique du haut bassin. C. Toupet, (1984), tranche le débat car si le terme désertification est d'un usage 1 courant, il recouvre plusieurs définitions qu'il convient de différencier. Cet auteur distingue: 1 - le dessèchement qui traduit une succession de sécheresses de plus en plus fréquentes et sévères, 1 - l'aridification qui marque la tendance d'un climat vers une forte aridité, - et la désertification qui marque la tendance strico-sensu qui signifie l'extension de 1 paysages désertiques. 1 207 1 1 1 Aussi, nous retenons avec J. Sircoulon, (1982), que s'il est « commode 1 d'exprimer la sécheresse sous la forme d'un déficit en eau disponible, en privilégiant le paramètre précipitation», il s'avère que les pluies ne sont que l'amont des autres 1 paramètres de l'eau tels que les fleuves, les rivières. J. Sircoulon, retient pour la période instrumentale en Afrique intertropicale trois phases 1 de sécheresse pluviométrique : - une période sèche de 1910 à 1916, remarquablement sévère et étendue, qui se fait 1 sentir jusqu'au bassin du Congo; - une période sèche de 1940 à 1949 se présentant par groupe d'années sans affecter 1 tout le Sahel ; - une période sèche de 1968 à nos jours, la plus intense de toutes les trois. 1 Mais si les périodes de sécheresse sont connues, il n'en demeure pas moins que la recherche des causes oppose encore les spécialistes, et se pose également, le 1 problème du seuil à partir duquel une période peut être considérée comme sèche ou inversement. Le recours aux indices annuels (S.E. Nicholson, 1989) ou aux écarts 1 moyens restent encore les meilleurs indicateurs des périodes de péjoration 1 pluviométrique.

1 XIV.3 Etude de la sécheresse récente par la méthode des quintiles. 1 Le climat d'Afrique de l'Ouest, en particulier du sahel, se caractérise par non seulement par l'existence mais surtout par la persistance des anomalies très fortes 1 du régime des précipitations. Dans le haut bassin, presque toutes les années entre 1950 et 1960 ont présenté des excédents pluviométriques par rapport à la moyenne 1 1931-2005, tandis que depuis la fin des années soixante, particulièrement dans le sahel, on assiste à une sécheresse sans précédent. Dans la présente section, nous ' 1 nous attachons à caractériser cette période à travers la méthode des quantiles, inspirée des travaux de Diane (1996). il Cette méthode subdivise une série pluviométrique classée par ordre croissant en cinq tranches. Chaque groupe représente 20% de la population de données de la 1 série d'observation. Les valeurs limites 1 et 4 excluent les quintiles "très déficitaires" et 1 "très excédentaires" et délimitent les trois quintiles centraux qui représentent 60 % des 1 208 1 1 11 observations. Ceux-ci sont bien regroupés autour de la moyenne et leur calcul 1 s'effectue par la moyenne des deux valeurs inférieure et supérieure les plus proches. Le seuil 2 représente la valeur en dessous de laquelle une période est dite 1 "déficitaire" ou "très déficitaire", tandis que le seuil 3 correspond à la valeur au-dessus i de laquelle une période est dite "excédentaire" ou "très excédentaire". L'intervalle li compris entre les seuils (2 et 3) correspond à la période dite normale. Le tableau 37 présente pour chaque station les valeurs limites qui déterminent 1 les différentes phases pluviométriques de la période 1970-2010 au niveau des stations représentatives des différentes unités climatiques du haut bassin. Pour mieux 1 caractériser ces différentes phases, les écarts moyens ont été déterminés suivant l'expression. 1 Em = [(Pi-Pmoy)I Pmoy]XlOO 1 E m: Ecart moyen, Pi: module pluviométrique annuel, 1 P moy: normale pluviométrique 1961-1990. L'écart moyen négatif qui correspond à la valeur limite 2 pour chaque station est 1 considéré comme le seuil de sécheresse. En revanche, l'écart moyen positif émanant de la limite 4 représente le seuil d'une année dite "excédentaireD (tableau. 37). 1 Toutefois, une sécheresse ou une phase humide suppose que la valeur de l'écart moyen (positive ou négative) puisse s'inscrire dans un long terme en raison du 1 caractère irrégulier de la pluviométrie. Les graphiques 61, 62, 63 et 64 ont été élaborés pour une meilleure visibilité des 1 seuils ainsi définis pour chaque série pluviométrique sur la période 1970-201 O. Ils permettent ainsi d'identifier les séquences très excédentaires (TE), excédentaire (E), 1 normale (N), déficitaire (D) et très déficitaire (TD), au niveau des stations retenues pour caractériser la récente sécheresse dans les quatre domaines climatiques du haut 1 bassin. La moyenne interannuelle 1931-1969 (M) permet de caractériser la période par rapport aux séquences déficitaires (D) et normales (N). 1 1 Tableau XXIX: quantiles (mm) et écarts mo ,ens (%) pour la période 1970-2010. Minimum Limite 1 Limite 2 Limite 3 Limite 4 Maximum Stations mm mm % mm % mm % mm % mm 1 MAMOU 1423.6 1635.4 -9.09 1719.8 -4.4 1795.8 -0.17 2042.1 13.52 2184.7 LABE 1212.5 1423.7 -7.77 1484.6 -3.82 1565.7 1.43 1731.6 12.18 1840.6 1 209 1 -~,--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 1 SIGUIRI 862.2 1075.6 -11.3 1169.5 -3.54 1248.8 3.00 1496.8 23.45 1967.9 BAMAKO 629.5 858.95 -7.2 918.51 -0.77 970.91 4.89 1090.4 17.8 1198.3 1 KENIEBA 647.3 1013.2 -12.8 1129.4 -2.82 1209.5 4.07 1363.1 17.3 1482.3 KEDOUGOU 771.6 1059.6 -10.1 1143.2 -3.02 1257.5 6.68 1481.2 25.66 1805.3 KITA 635 848.8 -7.87 928.2 0.752 994.1 7.90 1109.6 20.45 1245.1 1 TAMBA 456 673.1 -13.2 799.1 0.86 925.4 19.35 1072.2 38.28 1180 SARAYA 589.1 925.4 -15.6 1008.2 -5.04 1074.7 -1.98 1222.6 11.52 1568.8 KAYES 393.4 562.4 -10.9 622.9 -1.26 703.6 11.53 855.1 35.55 1153.8 1 KIDIRA 108.2 487.0 -15.2 540.0 -5.97 616.0 7.25 766.4 33.45 873.5 KIFFA 101 180.0 -23.8 221.3 -6.36 262.6 11.11 365.4 54.61 505

1 i Les valeurs limite 2 appliquées à la méthode de l'écart moyen ci-dessus défini permettent de dégager pour chaque station un déficit en pourcentage considéré 1 comme le seuil de sécheresse. 1 ' Dans le domaine guinéen, le seuil de sécheresse est compris entre -4,40 et-3,54 %. La station de Mamou détient le seuil le plus élevé avec -4,4 % alors que la station 1 de Siguiri a un seuil de -3,54 %. La station de Labé, se situe dans la même fourchette avec un seuil de -3,54 %. Dans cette unité climatique, la sécheresse a été plus sévère

2200~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 Mamou TE 21()() ...... ····················-·······································--··-·············································································································-····························· 1 ~·············•··············································································· 1 1400 ······· 1 1300 ··················································································

1, \-P!uieannuelle-M- -TE- - ·E · N- -Dl

Labé TE 1 1800 ····················································· 1700 E 1 l 1600 ';{ 1500 ··-.+--1,15,,-4'--~---+------,1--W-""'---+--t,..,,_.-#-~--+-...... - :3 1 li: 1400 1300 1 1200

1 1-Pluieannuellc-M- -TE- - ·E N--D\ 1 210 1 1 'I 1900~~~~~~~~~~~~~~~--+-~~~~~~~~~- Siguiri 1800 ------··-··-·······························------· ---- ·····---······················· ------·----········--··························-···------··-·--·-······-···················-··---·-···· .. . 1 1700 --····-·······························------·--·---······································-···------·- --·····························-·-···-- --·---····························------·····-·························--············· .. . 1600 ····--······---····-····------·-·--································-·····------·-----·····-············-······------··· ... ·········--·····------···· ------·-······················-···------·-----·········· ---- TE 1500 ------· .. ···------·· ··-·· 1 1 1400 ------·--··--···-··············. ------···-·····················-·······------·------···························------· ----····················-··----- j 1300 ··------··· 1 900 ·····················--·-···-·---- ·-······-······················-··--·

80()+-,-~,-r-~~-r---.--,--,~~~.----,-~~~-,--,~~~-r--,--~~~-,--,~~~ 1 ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ i ~ ! ~ ~ f ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ f-PluieannueDe--M - -TE- - ·E N--ol 1 TE : Très excédentaire N: Normale . .. . TD : Très déficitaire E : Excédentaire D : Déficitaire M: Moyenne interannuelle (1931-2005) Figure 52: Variations interannuelles des précipitations et seuils limites des quintiles dans le domaine Il guinéen

l 11 au cours de la période 1978-1993 pendant laquelle seules les années 1981 à toutes 1 les stations, 1991 à Labé et Siguiri, 1984 à Mamou et 1990 à Siguiri ont connu une 1 pluviométrie légèrement supérieur au seuil qui détermine l'excédent. Depuis 1993 on observe une reprise de la pluviométrie malgré quelques années très déficitaires : 1 1997, 2002 et 2005 à Mamou ; 2000 et 2006 à Labé ; 1997, 2001, 2004 et 2009 à Siguiri. C'est ce regain qui explique que la moyenne interannuelle pour la période 1 1970-2010 est légèrement supérieure au seuil qui fixe la sécheresse. Dans le domaine sud soudanien, le seuil de sécheresse évolue entre -3,02% 1 enregistré à Kédougou et -0, 77 % à Bamako-Sénou ; alors que la station de Keniéba a enregistré un taux de -2,82%. Dans ce domaine climatique, la sécheresse a été plus 1 sévère au cours de la période 1976-1993. Pendant cette période, seules les années 1978 à Kénieba et à Kédougou, 1988 à Bamako-Sénou ont connu une pluviométrie 1 légèrement supérieure au seuil qui détermine l'excédent. C'est la persistance des déficits durant ces années qui explique que la moyenne interannuelle pour la période 1 considérée est légèrement inférieure au seuil qui détermine la sécheresse, à l'exception de la station de Kédougou où elle est supérieure. Depuis 1994 on observe 1 une reprise de la pluviométrie malgré quelques années très déficitaires (2002 et 2007 à Kénieba et Bamako-Sénou ; 1995 et 2007 à Kédougou). 1 1 Dans le domaine nord soudanien, le seuil de sécheresse a évolué entre -5,04% enregistré à Saraya et 0,86 % à Tambacounda. A Kita, un taux de 0, 75 % a été 1 retenu. Ce domaine a été soumis de 1970 à 1993 à une sévère sécheresse pendant 1 211 1 1 1 laquelle seules les années 1976, 1989, 1991 à Kita ; 1977, 1982, 1985, 1986 1991 à 1 Tambacounda, 1974, 1985, 1991 à Saraya ont connu une pluviométrie légèrement supérieure au seuil qui fixe l'excédent. La persistance et la durée des déficits durant 1 ces années expliquent le fait que la moyenne interannuelle pour la période considérée soit légèrement inférieure au seuil N qui détermine une pluviométrie dite « normale » 1 au niveau de toutes les stations. Malgré la reprise de la pluviométrie depuis 1994, des années très déficitaires ont été observées: 2006 à toutes stations ; 2005 à Kita et 1 Saraya ; 2007 à Tambacounda ; 1997, 1998, 2000,2001, 2002 et 2008 à Saraya.

1300 Bamako-Sénou 1 1200 1100

1000 _,,'ë' M 1 ·! 900 =:: 800 1 700 600 ......

0 1 ~ 1 !-Pluieannuelle --M - -TE - - -E N--DI

1500 ...... 1 1400 1300 1200 1 1 1100 .. ~...... ,__-+--,.~---j'"'"'""'---_,_._.. ___--+-----~--P---+ J 900 ......

700 ...... 1 600 ......

1 1-Pluieannuelle --M - -TE - - -E N- -Dl 1, 1 1 1 1 212 1 : 1 1700 ------1500 1 900 1 700 ------·-·······················------···-·-····················------··-··-··················-···------·--·-·-··················------

1 j-Ftuieannuelle --M - -m -- -E N--ol TE : Très excédentaire N: Nonnale ...... TD : Très déficitaire 1 E : Excédentaire D : Déficitaire M: Moyenne interannuelle (1931-2005)

Figure 53: Variations interannuelles des précipitations et seuils limites des quintiles dans le domaine 1 sud soudanien 1 1300 1200

1100

1 l...., 1000 Il "!! Il:: 900 1 800 700

600 1 ~ ~ ~ ~ 1 j-Pluieannuelle -M - -TE -- -E N--ol 1300 ~------, Tambacounda 1200 1 1100 1000 g 900 1 j 800 700

600

1 500 Il 1-Pluieannuelle --M - -TE- - -E N - -Dl 1 1 1 213 1 ' •1 1 1700

1 1500

1300

1 1 1100 ~ 900

1 700

500 5l 1 ~ ~ ~ ~ ~ i i 1 1 1 ~ i 1 ~ 1 ~ ~ ~ ~ ~ Ïq J-Plu:ie annuelle --M -- TE - - - E N--DJ

TE : Très excédentaire N: Nonnale TD : Très déficitaire 1 E : Excédentaire D : Déficitaire M: Moyenne interannuelle (1931-2005)

Figure 54: Variations interannuelles des précipitations et seuils limites des quintiles dans le domaine 1 nord soudanien

1200,-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~---, 1 Kayes 1100

1000 ············•············································· ································································· · ·························· ··········································· ...... TE- 1 900 ········································-··-·························································································· ... ········································································································· ...... 800 l"-' .,V 700 ~ 1 600 500 1 400 ......

1 1-Pluieannuelle-M - -TE- - -E N--DI

950 Kidira 1 850 750 1 650 J 550 .. J 450 1 350 250 1 150 ·····························-····················································································-·············································

1 j-Pluieannuelle --M - -TE -- -E N- -ol 1 1 214 1 1 lj Il Kiffa 500 ····························· ············································································································· 1 I 400 ------TE j 1 300 ......

1 100 § ~ ~ ~ ~ i ~ i 1 1 i ~ i f M ~ ~ ! ~ ; ~ 1 1-Pluieannuelle --M - -TE - - ·E N - -Dl TE : Très excédentaire N: Normale TD : Très déficitaire 1 E : Excédentaire D: Déficitaire M: Moyenne interannuelle (1931-2005) Figure 55: Variations interannuelles des précipitations et seuils limites des quintiles dans le domaine 11 sahélien Dans le domaine sahélien, le seuil de sécheresse a fluctué entre -1,26 % 11 enregistré à Kayes et -6,36 % à Kiffa. A Kidira, un taux de -5,97 % a été retenu. Le sahel est caractérisé par une forte fluctuation des valeurs annuelles. Des extrêmes 11 (valeurs très excédentaires et très déficitaires) se succèdent, à des intervalles plus ou moins longs, tout au long de la période 1970-201 O. Du fait de l'importance des 11 amplitudes de fluctuations, la moyenne interannuelle est légèrement supérieure au seuil D qui détermine une pluviométrie dite « déficitaire » au niveau de toutes les stations. 11 1 Il ressort de cette démarche que les valeurs limites 2 et 4 sont très variables d'une station à l'autre. Les faibles valeurs qui peuvent être notées pour le déficit 11 moyen (seuil 2) ou l'excédent moyen (seuil 4) sont à imputer à l'irrégularité interannuelle car les seuils moyens se calquent sur la distribution spatiale des 1i précipitations. Les écarts reconnus pour les différentes stations nous autorisent donc à li parler de sécheresse en nuançant le caractère d'une station à l'autre. 11 CONCLUSION PARTIELLE. l'étude de la pluviométrie du haut bassin du fleuve Sénégal pour la période

111 1931- 2005, sur la base des informations disponibles critiquées et homogénéisées 1 nous a permis de : 1 215 Il 1 1 - dégager les grandes tendances de la pluviométrie. lorsqu'elle est temporelle, 1 l'évolution de la pluviométrie est caractérisée par la différence des totaux pluviométriques à l'échelle annuelle, interannuelle ou par le mois le plus 1 pluvieux. L'analyse temporelle de la pluviométrie dans le haut bassin a mis en évidence la sécheresse persistante qui affecte la région depuis la rupture 1 observée autour du début de l'année 1970; - sur le plan spatial, la variabilité est plus nette car la pluviométrie dans le haut 1 bassin décroît suivant un gradient sud-nord ; - déterminer les récurrences des valeurs centrales de la pluviométrie. Sur la base 1 de périodes de références bien définies, l'analyse statistique a permis de préciser les hauteurs d'eau attendues pour différentes périodes de retour. Ceci 1 permet de mieux connaître l'évolution spatio-temporelle de la pluviométrie et de bien caler les ouvrages ; 1 - caractériser la récente sécheresse qui a sévi dans le haut bassin. La méthode des quantiles fixe les seuils permettant ainsi d'identifier les séquences très 1 excédentaire, excédentaire, normale, déficitaire et très déficitaire, et caractériser par suite la récente sécheresse dans les quatre domaines 1 climatiques du haut bassin. La variabilité de la pluviométrie pose le problème du choix des séries de 1 références par rapport à l'ajustement des pluies annuelles. En effet, les écarts observés entre les valeurs centrales calculées sur l'ensemble des séries sur la 1 période 1931-2005 montrent l'importance des séries de références dans l'estimation des ressources en eau dans le haut bassin du fleuve Sénégal. C'est à 1 l'étude de l'évolution de ces ressources en eau que nous allons nous atteler dans 1 le chapitre ci-dessous.

! 1 1

1 1 1 1 216 1 1 1 CHAPITRE Ill LE RESEAU HYDROMETRIQUE ET LES DONNEES DE 1 BASE. XV. PRESENTATION DES UNITES HYDROLOGIQUES. 1 xv.1 Le réseau hydrologique du haut bassin. Le réseau hydrographique du Sénégal est assez bien hiérarchisé avec un 1 chevelu dense dans la partie amont des cours d'eau, région montagneuse et très arrosée (figure 65.). Cette densité décroît au fur et à mesure que l'on va vers l'aval du 1 fait de la diminution pluviométrique et de l'abaissement du relief. Les cours du Sénégal montrent une nette dualité entre les affluents de rive gauche descendus du Fouta 1 Ojalon et ceux de rive droite nés sur les plateaux soudaniens. 11 A partir de Bakel où l'on passe sur les cours inférieurs, les bassins s'amincissent et les affluents ont très peu d'apports, avec de vastes zones d'endoréisme. 1 La branche mère du fleuve Sénégal est constituée par le Bafing. Le fleuve Sénégal naît de la jonction du Bafing et du Bakoye à Bafoulabé au Mali. Il prend alors 1 une direction sud-sud-ouest à nord-nord-est et coule dans les grès infracambriens. Il franchit des bancs de roches dures, par des rapides (seuil de Talari) ou des chutes 1 (Gouïna et Félou), passant respectivement de 62 à 47 m, puis de 39 à 23,5 m. F'urure 56 Cara et" ens1ques f du reseau. h1y drograp h' 1que du hau t bassm Longueur Alt max Alt au confluent Dénivelée Pente moyenne 1 Cours d'eau (km) (m) (m) (m) (m/km) Sénéaal (BakeO 1006 800 11 789 0,78 Bafing (Bafoulabé) 750 800 88 712 0,95 1 Téné 136 1200 510 690 5,07 Kioma 93 1000 500 500 5,37 Balé 1 114 725 240 485 4,25 Balé2 138 500 190 310 2,24 1 Balinn Ko 164 600 135 465 2,83 Bakoye 561 760 88 672 1,19 Djininko 73 650 305 345 4,72 1 kokoro 82 375 307 68 0,83 Faragama 87 630 300 330 3,79 Baoulé 638 500 155 345 0,55 1 Falémé 625 800 18 782 1,25 Kouloum Ko 56 500 225 275 4,91 Kiola Kabé 182 680 110 570 3,13 1 Doundi 70 450 100 350 5 Kolombiné-Wadou 450 300 22 278 0,62 Karakoro 310 130 15 115 0,37 1 Alt : altitude 1 1 217 1 1 1 1 I! 1 1 :-. 41...... -:••• ... \ 1 .....Il' .. ...-. ,..•• -· ...... ·= ... .. ' ~· 1 .. .. Î6,"·''a • ,.·~.· : 1 / ~.. :..,r. l .....\ . 1 ...

1 1~ 1 1 -- -Frontims ---Rove 1 --Affltlen1S ...... cours d'eau temporaires Limites du 1 -·- bassin•vcrsant tl' -- Limites des sous bassins r 1 Figure 57: Réseau hydrographique et sous-bassins du haut bassin du Sénégal (DIONE 1996) 1 1 218 1 11 1 Son parcours décline légèrement nord-nord-ouest, et entre Bafoulabé et Kayes distant 1 de 125 km, le Sénégal perd 68 m. En aval de Kayes, le Sénégal reçoit sur sa droite la Kolimbiné qui prend sa source dans le plateau de l'Affolé. 1 Un peu en amont de Ségala, le Sénégal reçoit son deuxième affluent de droite, le Karakoro venu du massif de l'Assaba, puis à Kidira, il forme la jonction avec son 1 principal affluent en rive gauche, la Falémé. Mais, dès Kayes situé à environ 900 km de la mer, l'altitude du plan d'eau en étiage n'est plus que de 20 m. Entre Kayes et Bakel, 1 la pente moyenne devient faible et ne dépasse pas O. 7 %. Six stations de mesure contrôlent le bassin : 1 · - Bafoulabé : 124 700 km soit 57 ,2 % du bassin, - Galougo : 128 000 km soit 58,7 % du bassin, 1 - Gouïna : 128 600 km soit 59 % du bassin, - Félou: 131 500 km soit 60,3 % du bassin, 1 - Kayes : 157 400 km soit 72,2 % du bassin. 2 - La station de Bakel, située à l'exutoire, contrôle tout le dit bassin soit 218 000 km . 1 La courbe hypsométrique, obtenue par le pourcentage de la superficie à chaque station sur les différentes tranches d'altitudes (figure 66) indique le reflet de l'état 1 d'équilibre potentiel du bassin (Strahler, 1970). Cette figure relative aux différentes stations du cours principal du Sénégal jusqu'à Bakel, traduit une phase de vieitlesse 1 caractéristique des bassins sédimentaires (J. Llamas, 1992). Elle agit sur la densité de drainage qui est le rapport entre la longueur des canaux d'écoulement et la superficie 1 du bassin. Cette densité de drainage reflète la stabilité du réseau hydrographique et le 11 ruissellement de surface. Elle est faible à Bakel puisqu'elle n'est que de 0,04. xv.1.1 Les affluents rive gauche du Sénégal. 1 Leurs origines géographiques (Fauta Djalon) et leurs caractères morphométriques (pentes fortes) font d'eux les principaux tributaires du fleuve 1 Sénégal. Il s'agit du Bafing-Téné et de la Falémé. 1 1 1

1 219 1 Surface du bassin en pourcentage100•,~--=~-q:.::s;..-:.~.--.------y.------~·,._T,-----•----~ •..----·i...----,,r-_.;•-.---·-,,r------~.

7 ' \ \ \\1 1 1 I _ S6aEgal l Bafoalal>6 -·· s,n6gal l Oaloago S4n6gal à Kaye1 ••••• Sénégal à Bakel 50

2S 1 \ 1 \. 'tw- 1 1 1 1 1

0 l 1 1 ~·-:t, , 1 l 1000 1200 aldtude 200 400 600 . enm Figure 58: Hypsométrie du haut bassin du fleuve Sénégal à différentes stations d'après C Rochette 1974 (schéma simplifié)

220 ------Il1 1 Le Baflag-Téné (rivière noire en MaJinkét. Il Le Bafing prend sa source à 800 m d'altitude à 16 km au nord-ouest de Mamou dans les montagnes du Fauta Djalon, où se trouve la moitié de son bassin versant. Il 1\ se dirige vers le nord-est et reçoit après un parcours de 150 km un affluent de débit presque égal, la Téné. Cette rivière prend sa source à 1200 m aux environs de 11 Dalaba. Elle se jette dans le Bafing après un parcours de 130 km et draine un bassin 2 de 4 400 km .

1 11 Surface du bassin

l 1 1 li

1 ! 1 Il

1 ! 1 1ooa 1200 AlliNde... 1 Figure 59: Hypsométrie du bassin versant du Bafing à différentes stations d'après C Rochette 1974 (schéma simplifié)

1 1 Le Bafing se faufile ensuite dans les contreforts orientaux du Fauta Djalon; son Il cours supérieur, très tourmenté, prend des orientations diverses. Dans la zone doléritique à l'ouest de Dinguiraye, il traverse une série de rapides et son cours devient accidenté avec une pente de 20 %o jusqu'à la station de Dakka-Saïdou. Le 1 1 Bafing entaille ensuite les grès du plateau Mandingue, traverse des reliefs peu accusés en décrivant de nombreux méandres. Son parcours suit alors un axe est 1 ! ouest et il reçoit le Baie 1, son premier affluent en rive droite. Dans cette partie de son 1 cours et jusqu'à Dibia, il se stabilise, reçoit le Baie Il, et seuls des bancs de grès obstruent ça et là son parcours par des seuils. De Dibia à Bafoulabé, soit 750 km, sa 1 221 1 1 1 pente n'est plus que de 18%o; le Bafing prend une direction nord-sud pour y rejoindre 1 le Bakoye et former le fleuve Sénégal. Six stations de mesure contrôlent ce sous-bassin dont Dakka-Saïdou à la sortie du 2 1 domaine guinéen et Dibia qui contrôle tout le bassin, soit 38 400 km . Les courbes hypsométriques des différentes stations de ce bassin (figure 67) 1 traduisent une phase de non-équilibre üeunesse) caractéristique d'un grand potentiel érosif. La densité de drainage est de 0, 03 ; et bien que représentant le huitième du 1 haut bassin du Sénégal, le Bafing amène près de la moitié du débit de ce dernier. La Falémé (petite rivière en M•Jtnke). 1 Dernier affluent en rive gauche du Sénégal avant le cours moyen, elle prend sa source dans les plateaux latéritiques du Fauta Djalon, où elle est formée à 800 m 1 d'altitude par la jonction du Balinn Ko et de la Koila Kabé. Sur son cours supérieur, elle reçoit des affluents importants comme la Koulounko et le Daléma. Elle contourne 1 des sills de dolérites importants, et dessine de grands méandres dans une plaine parsemée d'inselbergs. La Falémé franchit des seuils de grès durs, de roches vertes 1 et de microgranites. Elle a un tracé irrégulier nord-sud passant par est-ouest avant de se stabiliser sud-est à nord-ouest entre Fadougou et Gourbassi. Puis, le cours de 1 la Falémé s'infléchit vers l'ouest et prend une direction sud-nord jusqu'à Kidira. A la confluence avec le Sénégal, la Falémé a déjà parcouru 625 km et déterminé un 1 bassin versant de 28 900 km2 (figure 65). Les principales stations de contrôle sont Fadougou, Gourbassi et Kidira. Les courbes 1 hypsométriques à ces trois stations (figure 68) traduisent des caractères analogues à 1 ceux du Sénégal (phase de vieillissement). La densité de drainage est de 0,02. 1 1 1 1 1 1 222 1 1 1 Surface du bassin 1 en pourcentage -- Fel.... FodN,.- 1 ..--·-· 1 1 1 1 1 1

Figure 60: Hypsométrie du bassin versant de la Falémé à différentes stations d'après C Rochette 1 1974 (schéma simplifié)

1 xv.1.2 Les affluents de rive droite du Sénégal. A l'exception du Bakoye qui présente une nuance guinéenne, ils sont tous 1 soudaniens, et revêtent les principales caradéristiques de ces régions. Cependant, leur morphométrie peut être similaire à certaines rivières guinéennes. Ce sont le 1 Bakoye, le Baoulé la Kolimbiné et le Karakoro.

1 1 Le Bakoye (rivière rouge en Malinké,. Le Bakoye vient de la bordure septentrionale du bassin de Siguiri, à 760 m 1 d'altitude dans la région des Monts Méniens. Il s'encaisse dans le plateau Mandingue en de nombreuses chutes et rapides, prend ensuite une direction nord 1 ouest, traverse une région sans relief accusé, formée de schistes et grès infracambriens. Le Bakoye décrit de nombreux méandres, avec une direction 1 générale de son cours orientée nord-sud. En aval de Toukoto, dernière station de contrôle de son bassin-versant, le Bakoye est grossi sur sa droite par le Baoulé 1 avant de rejoindre, près de Bafoulabé, le Bafing. Il a une longueur de 560 km et 1 223 1 1 1 draine un bassin versant de 85 600 km2 (figure 65). Les courbes hypsométriques du 1 Bakoye à Oualia et Toukoto (figure 69) indiquent une évolution d'un bassin en phase d'équilibre (maturité). La densité de drainage, évaluée sur l'ensemble du bassin est 1 de 0,03. Toutefois, pour mieux quantifier les apports du Bakoye, nous retenons en plus de Toukoto, la station de Oualia qui contrôle les apports du Bakoye et de son 1 sous-bassin le Baoulé que nous spécifions.

Surface du bassin 1 en pourcentage 100 1 1 -T--- 1 -- 1 so------+------~i--~------+------+------""'I 1 1 1 o------~~L00~------4'00~------..J~:::::::=:::=!;ih!i~....__!!!!~~ -ffl Figure 61: Hypsométrie du bassin versant du Bakoye à différentes stations d'après C 1 Rochette 1974 (schéma simplifié)

1 Le Baoule. Le Baoulé se forme à 750 m d'altitude, à l'extrémité sud-est du plateau 1 Mandingue à une trentaine de kilomètres seulement de la vallée du Niger. Elle traverse dans la partie supérieure de son cours des reliefs doléritiques et présente 1 un tracé assez curieux. Débouchant par un parcours plein nord sur le plateau Mandingue, sa faible pente et le manque de relief lui font décrire une série de 1 méandres. Puis elle prend une direction nord-sud, et au-delà du 148 parallèle, elle 1 dessine deux immenses boucles et rejoint le Bakoye par une orientation nord-est- 1 224 1 Il Il sud-ouest. Les stations du Parc Baoulé, de Missira et de Simmakana que nous 1 retenons contrôlent ce sous-bassin. Ses principaux affluents sont le Kénié, le Kénieba-ko, et le Badinn-ko sur sa rive 11 gauche, le Dia, ainsi que le Dlaba et la Vallée du Serpent sur sa rive droite. 1

Surface du bassin Il en pourcentage aoo------,-----~------r------r------"T'"----, 1 1 ~s------+------~1------+------+------t 1\ 1 1 1 Il •------200.l------400-L------...,-L---..:::::::::::==::..eooJ...~~.~m~ 1 Figure 62: Hypsométrie du bassin versant du Saoule à différentes stations d'après C Rochette 1974 (schéma simplifié) 1 L'apport de cette dernière rivière est presque nul du fait du climat sahélien et surtout de l'endoréisme qui couvre environ 30 000 km2 de son bassin. A Siramakana, le 2 11 Baoulé a une longueur de 600 km et un bassin versant de 59 500 km , soit 27,3 % du haut bassin (figure. 66). L'hypsométrie à cette station (figure 70) est semblable à 1 celle de son voisin le Bakoye. La densité de drainage est de 0,01. 1 : La Kolimbiné. Cours composite dont les différentes branches sortent du massif compris entre 1 ! Bafoulabé et Nioro du Sahel, elle est formée par la rivière Wadou dont le cours supérieur est à 300 m d'altitude. Cette rivière draine une région plate, ensablée et 1 constituée de schistes et de grès précambriens. Son bassin versant rattaché 1 225 1 1 1 topographiquement à celui de la Kolimbiné forme cependant une unité hydrologique 1 distincte du fait de l'endoréisme. Sur son cours inférieur, la Kolimbiné traverse une suite de dépressions marécageuses dont la plus impressionnante est la mare Magui 2 1 (120 km ). Du fait de l'aridité constante, son débit diminue considérablement avant qu'elle ne se jette dans le Sénégal un peu en amont de Kayes.

1 i La superficie exacte de son bassin versant est difficile à apprécier du fait du 2 caractère subdésertique de sa partie nord. Elle varie entre 20 et 30 000 km . La 1 station de Kabaté contrôle tout le bassin versant de la Kolimbiné.

! 1 Le Karakoro. Le Karakoro vient de la région de Kiffa et se dirige vers le sud en suivant un li couloir limité par les massifs de l'Affolé et de l'Assaba. Sa pente est faible et il traverse des zones marécageuses. Il se jette dans le Sénégal à Lami-Tounka, un 1 1 2 peu en aval de la localité d'Ambidédi après avoir drainé 15 à 25 000 km . La station de Bokédiambi contrôle tout le bassin-versant du Karakoro. 1 Les apports du Karakoro sont mal connus, et du fait de son caractère sahélien, 1 sont estimés entre 1O et 15 m3/s (Sénégal-Consult, 1970).

1 XVI. LES TRAITS PHYSIQUES DE L'ECOULEMENT. Les conditions de ruissellement et de drainage des eaux du haut bassin sont 1 largement dépendantes de la morphométrie. L'importance de celle-ci se traduit par la façon dont les pentes (fortes ou faibles) favorisent ou freinent l'écoulement. Elle peut 1 aussi être appréciée par la forme du bassin, dans ses aptitudes à canaliser les eaux. La nature de l'écoulement qui en résulte, rapide ou lente, temporaire ou permanente 1 affecte le lit des rivières et permet de définir leur profil en long. 1 XVl.1 La pente et la forme des hauts bassins. La pente et la forme d'un bassin versant dépendent des caractéristiques de la 1 morphométrie. En définitive, la pente est le principal facteur du ruissellement qui est d'autant plus rapide que le relief est vigoureux. Les indices de pente d'un bassin 11 versant peuvent être appréciés de différentes manières. La pente du bassin, ou indice de pente générale (I.G.) c'est à dire les surfaces le composant se différencie 1 de celle du cours d'eau principal ou de ses tributaires Dione (1996). 1 226 li 1; 1 La pente d'un bassin est calculée à partir de son histogramme de fréquence. 1 Cependant, c'est la pente moyenne qui est la plus ancienne (A. Benson, 1959) et la plus utilisée pour déterminer la pente longitudinale d'un cours d'eau. La pente 1 moyenne est donnée par le rapport entre la dénivellation maximale du cours d'eau (différence de niveau entre le point le plus éloigné et l'embouchure) et sa longueur 1 totale. La pente moyenne des cours d'eau des hauts bassins est donnée plus haut (tableau 1 38). Ces valeurs sont assez significatives au rapport des tranches de reliefs observées dans les secteurs guinéen et guinéo-soudaniens où la pente peut 1 atteindre 30 à 50 m/km. Elle s'atténue cependant vers l'aval du bassin, et à la station de Bakel, elle est presque nulle. La pente moyenne est d'autant plus importante que 1 la longueur du cours d'eau est faible et sa dénivelée forte. Elle est de 4 à 5 m/km pour le Djinnko, le Doundi et la Téné, affluents perchés de la Falémé et du Bafing. 1 Mais des que l'on va vers l'aval, elle s'atténue considérablement et n'est plus que de 0,6 à 0,3 % pour la Kolimbiné et le Karakoro, tous affluents venus des régions de 1 plaines. La forme du bassin permet de déterminer le comportement hydrologique d'un 1 bassin et de le comparer à un autre. Elle est définie à partir du rectangle équivalent assimilé au bassin-versant. Elle est donnée par le coefficient de Gravelius (Kc) Il obtenu par la relation : G=O, 28 x P I va 1 , Ce coefficient est obtenu par le rapport du périmètre (P) du bassin versant sur la superficie du cercle ayant même surface que le bassin. Il définit plus ou moins la 1 grande compacité d'un bassin et décrit ses aptitudes à concentrer l'écoulement. Pour le haut bassin, ce coefficient se situe à 1,81 et traduit leur forme losangée, favorable 1 à un écoulement rapide. Cependant, les sous bassins qui constituent le haut bassin ont des formes composites dont certaines peuvent freiner l'écoulement. 1 Les caractéristiques physiques conditionnent donc l'écoulement des hauts bassins (tableau 38). Le système des pentes, par sa diversité, détermine le drainage 1 et influence l'allure du ruissellement. La forme du bassin, par sa compacité définit la nature de concentration des flux. Ces différents facteurs déterminent le tracé du 1 réseau hydrographique. 1 1 227 1 I! 1 xv1.2 Les profils en long des rivières des hauts 1 bassins. Les profils en long sont très irréguliers, surtout dans les cours supérieurs en 1 raison de l'absence d'un sapement latéral des berges (tableau 39). Des biefs inégalement repartis et des seuils rocheux parsèment tous les axes 1 des cours d'eau (figures 71 et 72). Les cours d'eau dans le domaine guinéen sont caractérisés par une infirmité du creusement linéaire, du fait du rôle exclusif de la 1 végétation. Ce rôle de tampon de la végétation diminue considérablement à cause de la dégradation végétale, due aux conditions climatiques et à l'action anthropique. 1 Dans les cours supérieurs où se combinent une forte pluviosité, des versants à pentes fortes et une perméabilité faible, la densité de drainage est élevée. 1 Cependant, les densités de drains obtenues ne reflètent pas l'état actuel des rivières. La sécheresse actuelle se traduit par une lâcheté du chevelu 1 hydrographique, les rivières alternant un écoulement permanent, ou temporaire 1 d'une année à l'autre. 1 1 1 1 1 1 1 1

1 1 1 228 1 1 Il !

Tableau XXX: Param è tres hydrologiques des diffé rentes stations du hê Il Superficie Périmètre ! Bassin (km2) (km) kc L (km) 1 (km) Téné à Bébélé 3470 264.6 1.26 96.2 Il Kioma à Téliko 360 77.38 1.14 23.1 15.6 Kioma à Trokoto 1 050 173.9 1.5 72.4 14.5 1 Bafing à Sokotoro 1 770 208.4 1.39 82.8 21.4 Bafing à Balabori 11 600 570 1.48 236 49 Il Bafing à Dakka Saïdou 15 700 777 1.74 343 46 ! Bafina à Makana 22000 1144 2.16 531 41 li Bafina à Dibia 33500 1 374 2.1 633 53 1 Bafing à Déguerre 37900 1483 2.13 685 55 Bafing à Mahina 38400 514 2.16 701 55 Falémé à Fadouaou 9300 418 1.21 145 64 1 Falémé à Gourbassi 17100 625 1.39 248 64 Falémé à Kidira 28900 938 1.54 396 73 Bakoye à Toukoto 16 500 698 1.52 292 57 1 Bakoye à Oualia 84 700 1600 1.54 674 126 Bakoye à Dioubéba 84900 1 633 1.57 695 122 Bakoye à Kalé 85600 1 645 1.57 697 123 1 Baoulé à Sirimakana 59500 1.21 1.39 482 123 Sénégal à Bafoulabé 124 700 2520 2 1.152 108 Sénégal à Galougo 128 400 253 1.98 1.154 111 1 Sénéaal à Gouïna 128600 2530 1.98 1.154 111 Sénéaal à Félou 131 500 2630 2.03 1.206 109 Sénéaal à Kayes 157 400 2680 1.89 1.21 130 1 Sénégal à Bakel 218 000 3144 1.89 1.418 154

ait: Latitude L: Longueur 1: largeur I.G: Indice~

K.c: Coefficient de compacité de Graveluis I.P.: Indice de pente de Roche

1 1 1 1 11 1 li ! Altitude (m) li 800 1 1\ 1 J 600 1

11 )'J 1: 400 ~ 1 Siramabna ~ - ToukolC> _i.-- 11 ~ l ~ 1 s,Jc~ 200 ,,-_ 1..,.,,,-""~ -- li OuoJia ' ~ 11 ~ 0 100 200 300 400 SOO Distance (lem) 600 Il Figure 63: Profile en long du Bakoye et du Baoulé (DIONE 1996) Ainsi les densités de drainage dans les hauts bassins sont beaucoup plus fortes I! dans les secteurs amont (tableau 39), principalement en domaine guinéen, favorisées par le caractère torrentiel des rivières. A cela se joint une lithologie favorable (granites, 1 quartzites et dolérites) qui accroît la vitesse des drains. Dans le haut Bafing, la pente moyenne varie de 2 %o à 0,5 %o. Plus à l'aval cette pente n'est plus que de 0,25 %o entre 1 Dibia et Bafoulabé. La pente moyenne du Bakoye supérieur est de 1 à 2 %o, mais celle-ci s'adoucit considérablement et n'est plus que de 0,4 %o entre Oualia et Bafoulabé. Dans le domaine soudanien, qui englobe les cours moyens et de nombreux 1 1 affluents, les profils en long sont peu accentués. Le Sénégal montre encore un profil 1 irrégulier entre Bafoulabé et Kayes, où les vallées sont constituées par une succession de bassins séparés par des seuils rocheux qui forment des chutes et des rapides (Talari, 1 Félou, Gouïna). Mais sur une longueur de 130 km, le Sénégal n'a qu'une pente de 0,55 %o. Le profil du Sénégal faiblit, progressivement, entre Kayes et Bakel, soit 130 km, la

1 1 pente moyenne n'est plus que de 0,06 %o. Le fleuve se stabilise sur un lit bien marqué large d'environ 40 m avec des berges de 10 à 12 m de hauteur (figure 73). 1 ' Sur les cours moyens, l'ampleur des actions mécaniques permet aux versants de

1 fournir aux cours d'eau une charge grossière solide. La discontinuité ou l'absence de 1 galerie forestière fait que les profils sont ici mieux régularisés, les seuils rocheux sont 1 230 1 1 1 entaillés et les "marmites de géants" en évolution. Ces régions, formées par des roches 1 sédimentaires, sont donc marquées par une faible densité de drainage et un profil en long des cours d'eau plus régulier. 1 Altitude (m) ,.

j ) Ir1 • 1 ,,• ... ' 1 ' 1 ... •••aloori ~ ~ 11 r ~~ l.J I , _,/ 1 l*a- J ~ -- I= fi, / Il V -- Diliia i.-o ~ VI ,--Jth 1 !__,- -* .----- 1 11 ...... ------

0 .. _ 1 JCJO ... 100 211a - 5CIO 600 700 ..... 1 ., 1 ,' ,,1 ..;._ ..., ...... ,,', 1 a ., ~ ---• .,,_,.ftff .... ,," I 1 , .) I - /,... ~~., J 1 1 Galnlllli ';,'~ . 1 s . ,t' ~ j V ,,., 1 ICi69 ' ,:~ ..,,- - I! 1 '- ~ ._ 1 11111 • JIii .... • calaa 11111 Figure 64: Profile en long du Bafing et du Bakoye et de leurs principaux affluents (DIONE- 1996) 1 231 1 11 li 1 1\ \ Allilude 1111inatra' ~ 11 1000 •

1 I --- Af'Dwmtlenvedraite I I li ,__ 200· -Am1mdenve~~ I î • .... .-.J 1 100· _._.. ~-- 1 - ,.. _... - ... -- --- I 1 ... -- j 1 1) 1 J """ I"' IV , , ' 1 fJ-1 1 ~ 1' 1 ' )' ,_ . /Î )Yl / '/__ / ~- ,,_ ..... j .! 1 1 Arai I' {j' ;~---- âj •--'- 11 __,,. r/lJJ -· Xidira r __,--- Kayes _i._.- ,__.__ ~ . 1 Blkel ~ i,:-.... 1t:,;:.---- 0 1 800 900 1000 1100 1200 1: IX> 1400 1500 li IX> U>1:':: llœ 1 Figure 65 : Profil en long du Sénégal et de ses affluents en amont de Bakel (DIONE 1996) Cette faiblesse de la densité de drainage est cependant relative surtout dans le bassin de 1 la Falémé où le caractère des précipitations, le système des pentes et l'imperméabilité du substrat confirent aux drains un cachet particulier d'une année à l'autre. 1 Les caractéristiques physiques de l'écoulement de la région montrent une nette opposition entre la partie amont du haut bassin ou cours supérieur et la partie aval ou 1 cours moyen. Sur les cours supérieurs, le relief très accidenté engendre des pentes assez fortes, 1 favorables à un ruissellement rapide, d'autant plus que les précipitations du domaine guinéen sont plus significatives. 1 Mais c'est également là que le profil en long des cours d'eau est le plus perturbé. L'inadaptation du réseau hydrographique à la structure est quasi-visible. Inadaptation par 1 antécédence comme sur les branches mères du Sénégal (figure 72) et dont témoignent les paléoformes telles que les surfaces d'aplanissement, les glacis, les tracés coudés des 1 rivières, l'existence des seuils et des gorges. Par contre, sur les cours moyens, les précipitations deviennent moins abondantes. 1 L'alimentation des cours d'eau en est affedée, et les conditions de ponction plus vives. Le 1 232 1 1 1 1 relief est plus monotone. Ceci se traduit par des profils en long plus réguliers et un 1 ruissellement beaucoup moins dense. Tous ces contrastes évoqués d'amont en aval traduisent un écoulement varié à travers les différentes stations de mesures. 1 XVII. LE RESEAU HYDROMETRIQUE. 1 Le bassin du fleuve Sénégal, de manière générale, est bien doté en stations de mesures hydrométriques (Coly, 1996). Les archives des stations révèlent que les 1 premières furent installées au début du 20ème siècle (Kayes en 1892, Bakel en 1901, Galougo, Bafoulabé, Toukoto en 1904 et Ambidédi en 1909) (Coly, 1996 ; Sow, 1984). 1 Ces échelles constituent la première génération d'échelles du bassin du Sénégal (Sow, 1984), et avaient pour objectif l'acquisition de données de base pour la connaissance du 1 régime et des modalités de l'écoulement dans le bassin. Cependant, ce suivi n'a concerné que les hautes eaux en période de crue jusqu'en 1950. A partir de 1951, les relevés des 1 cotes du plan ont été quotidiens. Avec la réalisation des ouvrages de maîtrise du fleuve, une nouvelle chaîne de mesures s'est superposée à ce dispositif : le réseau de 1 télétransmission qui a pour objectif la gestion de la ressource (Coly, 1996). 1 XVII. 1 Présentation et critique statistique des données 1 hydrologiques. Les informations hydrométriques du haut bassin sont sujettes à une hétérogénéité à 1 ' travers les différents réseaux de mesures. Elles remontent au début du siècle dernier pour des besoins de navigation fluviale du colon. Le tableau 40 renseigne sur les principales 1 stations hydrométriques disséminées dans les quatre pays riverains. Les années de mise en service varient d'une station à l'autre. Au cours des années, les observations furent 1 interrompues au point qu'en 1949 des lectures régulières n'étaient plus assurées qu'à Kayes et Bakel. 1 Les informations disponibles proviennent des réseaux hydrologiques de la Direction Nationale de l'Hydraulique et de !'Energie (D.N.H.E) du Mali à Bamako et à la Division des 1 Etudes Hydrauliques (D.E.H) du Sénégal à Dakar qui ont hérité de la gestion des anciennes structures coloniales. Les informations hydrologiques concernant le réseau 1 guinéen sont souvent rares et peu fiables. La succession des différents organismes de gestion de ces stations a souvent mené 1 des difficultés dans le choix du zéro de l'échelle définie (Sénégal-Consult, 1970).

1 ! 233 1 11 1 Quatre échelles de nivellement ont été successivement utilisées : 1\ - en 1906, par la mission Thibault, - de 1930 à 1934, par le Service Hydraulique de l'office du Niger (S.H.O.N.), 1 - de 1935 à 1939, par la Mission d'Etude du fleuve Sénégal (M.E.F.S.), 1 - en 1956, par l'Institut Géographique National (IGN) finalement retenu comme le système 1\ conventionnel de référence.

1 T a bl eau XXXI : stations h1v1 d ro1001aues 1 . d u h au t b assm Cours d'eau Stations Gestionnaire Latitude Longitude Suoerficie bassin Début activités Balabori SHG 11.30 -11.33 11730 1954 1 Boureya SHG 11.75 -10.73 14800 1969 Dakka Saïdou DNHE 11.95 -10.62 15 700 1952 Bafing Makana DNHE 12.55 -10.28 21 000 1955 1 Manantali SOGEM 13.2 -10.42 27800 1986 Dibia DNHE 13°14 10°48 33500 1956 Bafing Mahina DNHE 13°47 10°48 38500 1904 1 Diangola DNHE 12.80 -9.48 12100 1973 Ou a lia DNHE 13.60 -10.38 84 700 1954 Bakoye Toukoto DNHE 13.45 -9.88 16 500 1904 1 Parc Baoulé DNHE 12°53 8°38 5400 1968 Missira DNHE 13°45 8°30 13 700 1968 Baoulé Siramakana DNHE 13°34 9°53 59500 1954 1 Fadougou DNHE 12°31 11°23 9300 1952 Gourbassi DNHE 13.40 -11.63 17100 1954 Falémé Kidira SGPRE 14.45 -12.22 28900 1930 1 Kabaté DNHE 14°31 11°13 22900 1967 Kolimbiné Bokédiambi DNHE 14°54 11°07 25000 1969 Bafoulabé DNHE 13.82 -10.83 124 700 1904 1 Galougo DNHE 13.83 -11.13 128 400 1951 Kayes DNHE 14.45 -11.45 157 400 1892 1 Sénégal Bakel SGPRE 14.9 -12.45 218 000 1901 1 Ainsi, les sources d'informations hydrologiques du haut bassin sont très diverses et de chronologies différentes. Ces différents constats nous ont amené à utiliser des 1 données critiquées. Elles proviennent de la base de l'OMVS qui collecte régulièrement auprès des Services techniques de ses Etats membres. 1 Les données des stations de Dibia, Sirimakana, Toukoto, Galougo et Fadougou Drague, pour la période 1904-1994, sont des valeurs homogénéisées par l'IRD dans le 1 cadre du POGR (Projet d'Optimisation de la Gestion des Réservoirs) de l'OMVS. Pour le reste de la série, elles ont été reconstituées à partir des stations de Oualia (pour 1 Sirimakana et Toukoto), Bafing Makana (pour Dibia), Kayes (pour Galougo) et Gourbassi (pour Fadougou). Pour les autres stations retenues, les valeurs homogénéisées couvrent 1 234 1 1 1 la première moitié de la série (de 1904 à la moitié des années 1950 suivant les stations). 1 Les données de la deuxième partie émanent des observations des Services hydrologiques des Etats riverains du fleuve Sénégal, à l'exception de quelques valeurs 1 manquantes qui ont été déterminées par corrélation linaire avec les stations voisines. Ainsi, les données de Gourbassi ont été utilisées pour combler les années manquantes 11 de la station de Kidira. Les débits reconstitués de Bakel depuis la mise en service du barrage de Manantali (en 1988) ont permis de déterminer ceux de Kayes. Les séries :1 chronologiques ainsi élaborées ont servi à l'analyse des débits annuels des principaux

1 1 cours d'eau du haut bassin du fleuve Sénégal. 1 xvn1.1Stations hydrométriques et périodes retenues. XVII.1.1.1 Stations retenues. 1 Le haut bassin dispose au total de 35 stations limnimétriques et limnigraphiques. La répartition de ces différentes stations à travers les réseaux hydrologiques montre que 1 c'est le bassin amont du Sénégal qui est le plus marqué par la diversité des sources. Les stations de mesures sont ainsi réparties entre les réseaux des quatre pays qui se 1 partagent son bassin versant. Le réseau malien dispose du plus grand nombre de stations, qui est de vingt-trois 1 (23). Le réseau hydrométrique guinéen contrôle neuf (9) stations tandis que le réseau sénégalais ne comprend que les stations de Kidira et de Bakel, exutoires respectifs de la 1/ Falémé et du haut bassin du fleuve Sénégal. Le réseau mauritanien ne dispose sur le haut bassin que de la station de Bokédiambi sur le Karakoro (figure 74). li Certaines de ces stations connaissent des problèmes d'étalonnage ou de tarage, ce 1 qui limite considérablement l'exploitation de leurs données. Ces difficultés sont surtout 1i' observables en domaine guinéen et sur le cours moyen du Bafing notamment Mahina. j à Soulignons que les travaux des hydrologues de l'ORSTOM (Guiguen et Lerique, 11 1977 ; C. Rochette, 1974 ; J. C. Olivry, 1982, 1983) ont contribué à affiner i considérablement l'étalonnage de la station de Bakel, en précisant la non univocité de la 1/ courbe de tarage (les différentes relations entre les hauteurs d'eau et de débits en crue et i en décrue) à cette station. Il Compte tenu de ces constats, pour l'étude des écoulements dans le haut bassin les 1 stations suivantes ont été retenues : 1 235 li 1 1 - Sur le Bafing : de Dakka Saïdou qui contrôle les apports du domaine guinéen du bassin 1 de la rivière, de Bafing Makana situé en amont de Dibia situé avant la confluence avec le Bakoye; 1 - Sirimakana qui mesure les écoulements du Baoulé (principal affluent du Bakoye) ; - Toukoto, située à l'aval de la confluence avec le Baoulé et Oualia sur le Bakoye; 1 - Fadougou Drague qui mesure les apports du domaine guinéen, Gourbassi qui permet d'évaluer le bassin soudanien et Kidira situé à l'exutoire de la rivière Falémé; 1 - Galougo situé peu après la confluence du Bafing et du Bakoye, - Kayes qui totalise les apports des affluents venus du cours supérieur et, 1 - Bakel, situé à l'exutoire du haut bassin du fleuve Sénégal. 1

,' "-~ N ! \ .>'--v-v·'' i... r ,./----r Mauritanie 1 ç-" / 1~ 1_:__ .... ' A .... \, ( ·"'·--1 1 ; ! ,...-:.;'i ' 't (' '" 1 f;;t<.i~:.;· 1 1 1 ;···, Légende 1 - Hydrographie ,t Station hydrologique D Zone d'étude 1 = Pays frontaliers ) c_ 1 \.. ,-RêpÛblique de Guinée 1 Figure 66: principales station hydrométriques du haut bassin 1 1 236 1 1 1 1 XVII.1.1.2 Les périodes retenues. 1 Les données relatives aux écoulements dans le haut bassin connaissent une inégalité dans la chronologie des séries d'une station à l'autre. Cette diversité de la durée 1 des données nous a amené à retenir des périodes différentes en fonction des échelles temporelles analysées. Ainsi, les périodes suivantes ont été retenues : 1 - la période 1904-201 O a permis d'analyser les écoulements annuels ; - la période 1931- 2005, déterminée en relation avec la disponibilité des données 1 pluviométriques, est utilisée pour suivre l'évolution des éléments du régime hydrologique ; 1 - la période 1955-2010 est mise à contribution pour l'étude des écoulements journaliers, mensuels ainsi que l'analyse des évènements extrêmes. 1 Ainsi, les données recueillies critiquées et analysées sur ces différentes périodes retenues qui vont nous permettre de suivre la dynamique des écoulements dans le haut 1 bassin.

1 XVIII. ETUDE DES ECOULEMENTS. L'étude des écoulements a été réalisée à l'échelle annuelle, mensuelle et journalière. 1 XV/11.1 Variabilité annuelle. 1 La quantité moyenne d'eau écoulée par un cours d'eau pendant une année est la somme des débits moyens journaliers observés dans cette rivière. Elle constitue le 1 critère principal sur la disponibilité des ressources en eau. L'analyse des débits annuels est indispensable pour le dimensionnement des ouvrages.

1 XVIILl.1 Analyse des débits annuels moyens. L'étude de l'évolution des débits observés dans le fleuve Sénégal et ses principaux 1 affluents a été menée de façon séquentielle. La méthode de segmentation de HUBERT (HUBERT et al., 1989; HUBERT, 1997, 2000) a été utilisée pour déterminer les années 1 de ruptures. Elaborée à partir de l'étude de la «cassure» pluviométrique observée en Afrique de l'Ouest à la fin des années soixante, la procédure de segmentation est en 1 quelque sorte un test de stationnarité permettant de déterminer si une série chronologique est ou non homogène (stationnaire) et, si elle ne l'est pas, de la découper 1 en autant de sous-séries homogènes que possible (HUBERT et al., 2007). 1 Afin de caractériser l'écoulement annuel au niveau des principales stations hydrométriques du haut bassin, les paramètres statistiques relatifs aux segments préfinis 1 237 1 li 1 1 ont été déterminés. Ainsi, les valeurs annuelles sont évaluées par rapport au module 11 interannuel Qmoy (moyenne de la série chronologique 1904-2010) et à la moyenne interannuelle du segment auquel elles appartiennent (QPh ou 0Ps respectivement pour la 1 période humide et la période sèche). Les débits spécifiques ont été également déterminés pour suivre l'évolution de la contribution des sous bassins drainés par les stations 11 hydrométriques. Contrairement aux modules, ils sont inversement proportionnels aux 1 superficies drainées (tableau 41 ). 11 Pour illustrer l'évolution des débits annuels, des graphiques ont été élaborés. Les moyennes glissantes sur 5 ans ont été représentées pour suivre l'évolution à moyen 1 terme du débit annuel. Pour chaque année, l'écart par rapport à la moyenne de la série a 11 été déterminé par la relation ci-dessous:

1 Ecart (%) = ( ( Q ; - Qmoy ) ) * 100 11 Qmoy Où Qi est débit annuel et Qmoy est le débit moyen sur la période 1904-201 O. •I Ces écarts ont servi à l'élaboration de graphiques permettant de mieux cerner la 1 variabilité de l'écoulement annuel par rapport à la moyenne de la série (annexes VIII). Sur le Bafing à Dakka Saïdou, station qui draine la partie guinéenne, le module 1 interannuel de la série est estimé à 249,6 m3/s, soit 8,97% de moins qu'à la station de Makana où un module interannuel de 27 4,3 m3/s a été observé pendant la même période, 1 située à cheval entre Dakka Saïdou et Dibia, station située avant la confluence du 11 Bakoye. Le débit moyen interannuel pour la période de l'étude est estimé à 360 m3/s à Dibia, soit une augmentation de 30,65 % par rapport à celui observé à l'amont de la 1 1 rivière (tableau 41 ). L'analyse des écoulements du Bafing révèle deux phases humides et deux phases sèches (figure 75). 1 La première période humide couvre les années 1904-1938, soit 35 ans, avec un 1 débit moyen à Dibia supérieur de 18,86 % par rapport à la moyenne de la série. La

1 1 seconde phase humide a duré 18 ans (1950-1967) avec des débits annuels supérieurs à

1 la moyenne interannuelle de la série. Le débit moyen de cette phase dépasse de 27,49 % la moyenne de série. Ces deux périodes humides sont séparées par la première phase 1 1 sèche (Ps1) qui a duré 11ans (1939-1949) pendant lesquelles seules les années 1945 et 1 46 ont connu des écoulements supérieurs à la moyenne de la série. Cette phase est 1 238 1 1 1

450 Dakka Saidou 1 400 350 1 300 ~i 250

~ 200 1 ~ 150

100

Il 50

O+-~~~~~~~~~~~-~~~~~~~~~~~~-~~-~~~~~~~~~~~~~~~~~ ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 ,"" ,..,, ~ ~ ~· ~· ~- ~- ~- ,or ,or,~ ~-~-,-Qan -Qmoy --MoyFhl --.. MoyPsl --MoyFh2 ·-·Moy Ps2 --Moy.mobile sur5pér. (Qan) 1 1 SCX) ...... 1

1 100 0 ...... 0 .., SC, N 00 ...... 0 .., SC, N 00 ...... 0 .., SC, N 00 ...... 0 .., SC, 0 0 "' N "'N N ;;; .., .., ...... "' :ô SC, SC, ...... "' 00 "'00 00 ;;:: 0 0 0 "'0 "' "' "' "' "' "' 0 0 0 0 11 "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' "' N N N N -Qmoy -MoyPhl ····MoyPsl -MoyPh2 -MoyPs2 -Moy. mobiiD sur 5 pér. (Qin) 1 li (i()() 500

~ Il ~g 400 1.,, 1~.,w.--1~1""11-fll"*H---1------t-+-+--+-'"""rl----...ll,-~~~-+-'"l:l"-++------1111--....,,.,..1---~1 1 ~ 300 200

1 I' 100 ...... 0 ...... 0 .., SC, N 00 ...... 0 .., SC, N 00 ...... 0 .., SC, ;;; .., .., SC, 0 0 ;;:: ;;:: ;;:: ;;::"' N "'N N ...... "'.... "' :ô SC, ...... "'.... "' "' ------"' "' "' "' "' "'- -"' "' "' "' "' "'-- "' "'- -"' -"' "' "' "' "' 1 ~Qan -Qmoy -MoyPhl ···MoyPsl -MoyPh2 MoyPs2 -Moy.mobilesurSpér.(Qan) 1 1 Figure 67: Évolution des débits sur le Bafing

1 1 239 Il i 1 caractérisée par une moyenne interannuelle dont le déficit par rapport à la série est 1 estimé à 14, 72%. La seconde phase sèche (Ps2) est environ quatre fois plus longue 1 que la première et couvre la période1968-2010 (43 ans), avec un déficit de 23,09 % par 1 rapport à la moyenne de série (tableau 41 ). Sur le Bakoye, les apports du domaine guinéen sont contrôlés par la station de 1 Toukoto qui a enregistré un débit interannuel de 62,4 m3/s soit 44,89% des apports de la rivière sur la période 1904-2010. A ces apports s'ajoutent ceux du Baoulé contrôlés par 1 la station de Sirimakana qui contribue à hauteur de 32, 15%, avec un débit moyen de 44, 7 m3/s, aux écoulements du Bakoye à Oualia où le module interannuel est estimé à 1 139, 1 m3/s (tableau 41 ). La rupture intervenue à Oualia, exutoire du Bakoye, en 1971 fait distinguer deux phases (figure 76) : 1 - la phase humide qui couvre la période 1904-1971 (68 ans) avec un module interannuel (174,5 m3/s) supérieur à la moyenne de la série de 25,55 %. 1 - la phase sèche couvre les années 1972-201 O (39 ans) avec un débit moyen de 77, 1 m3/s soit un déficit de 44, 54% par rapport au module interannuel (tableau 41 ). 1 Le fleuve Sénégal, formé par la jonction du Bafing et du Bakoye à Bafoulabé, a un module interannuel de 510 m31s, pour la période de l'étude à Galougo. A la station de 1 Kayes située en aval, le Sénégal a un module interannuel de 502 m31s soit un déficit de 1,55% par rapport à celui observé à Galougo. Cette baisse des écoulements pourrait 1 s'expliquer d'une part, par la faiblesse des apports provenant du Kolombiné (5,8 m31s pour la période 1903-1968) DIONE (1996) et, d'autre part, par l'importance de l'évaporation et 1 à la faiblesse des pentes SOW (1984). 1 1 1 1 1 1 1 240 1 1 1 Tableau XXX Il: é volution des dé bits annuels aux pnncipa es stations du Baf"me: Bakoye Fa 1 Dakka Saidou Makana Dibia Sirimahna Toukoto Oualia Fadou~ou Gour Durée 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (19 Moyenne 312.0 332.2 465.6 64.6 91.8 193.8 118.9 17 1 Ecart série 24.96 21.13 29.32 44.52 47.12 39.40 33.90 34. PHS111 Cv 0.18 0.23 0.23 0.33 0.23 0.27 0.25 o.: Durée 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12(1910-21) 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12(19 Moyenne 240.2 246.3 345.0 44.5 65.4 136.7 87.6 12: il Ecart série -3.80 -10.18 -4.16 -0.45 4.81 -1.67 -1.35 -3. PHSs1 Cv 0.21 0.24 0.26 0.41 0.31 0.33 0.35 O.• Durée 17 (1922-38) 17 (1922-38) 17 (1922-38) 17 (1922-38) 17 (1922-38) 15 (1922-36) 17 (1922-38) 17 (192 1 Moyenne 312.7 341.4 473.1 69.2 90.3 208.7 125.6 181 Ecart série 25.27 24.47 31.41 54.75 44.75 50.15 41.44 46. PHSh2 Cv 0.15 0.21 0.19 0.29 0.26 0.23 0.20 o.: 1 Durée 11 (1939-49) 11 (1939-49) 11 (1939-49) 6 (1939-44) 6 (1939-44) 6 (1939-44) 11 (1939-49) 11 (193 Moyenne 215.1 219.7 307.0 30.5 55.5 97.8 81.8 11' Ecart série -13.85 -19.91 -14.72 -31.73 -11.04 -29.65 -7.91 -8. PHSSi Cv 0.20 0.24 0.25 0.31 0.53 0.28 0.30 o.: 1 Durée 18 (1950-67) 18 (1950-67) 18 (1950-67) 27 (1945-71) 27 (1945-71) 27 (1945-71) 18 (1950-67) 18 (195 Moyenne 320.1 372.0 459.0 63.2 88.0 1862 133.8 18: Ecart série 28.23 35.64 27.50 41.39 41.05 33.97 50.64 43. 1 PHS113 Cv 0.13 0.16 0.18 0.31 0.34 0.24 0.17 o. Durée 9(1968-76) 9 (1968-76) 9 (1968-76) 5 (1972-76) 5 (1972-76) 5 (1972-76) 11 (1968-78) 11 (196 Moyenne 224.5 257.5 324.1 31.9 38.6 90.5 67.1 95 1 Ecart série -10.07 -6.11 -9.96 -28.70 -38.14 -34.90 -24.39 -24 PSSh1 Cv 0.18 0.20 0.22 0.52 0.51 0.42 0.36 O.. Durée 17 (1977-93) 17 (1977-93) 17 (1977-93) 17 (1977-93) 17 (1977-93) 17 (1977-93) 15 (1979-93) 15 (197 1 Moyenne 165.5 177.0 199.7 15.5 22.7 48.5 46.8 51 Ecart série -33.72 -31.14 -44.53 -65.41 -63.56 -65.10 -47.27 -59 PSSs Cv 0.15 0.14 0.22 0.70 0.47 0.46 0.38 o.: Durée 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (199 1 Moyenne 216.5 244.3 329.1 22.0 30.9 101.7 49.9 9C Ecart série -13.27 -10.91 -8.59 -50.79 -51.68 -26.81 -43.77 -28 PSSh2 Cv 0.10 0.11 0.13 0.77 0.86 0.42 0.42 O.. 1 Série Moyenne 249.6 274.3 360.0 44.7 62.4 139.0 88.8 12· 1 1

1 1 1 1 11 1 Cv 0.27 0.31 0.33 0.61 0.58 0.50 0.46 O.• 1 Débits f 13.70 9.98 10.75 0.75 3.90 0.91 9.55 4 .. 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 ! 1

1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 Sirimakana 100 ------····-····-- -··········································-· ·-·-····-·-········· ············------· ------·····························-· --·-··------·····························----···················- 1 80

1 40 1 20

1 -.Qan -Qmy --MoyPhl "'-·-MoyPsl --MoyPh2 Moy Ps2 --Moy. mobile sur 5 pér. (Qan)

1 180 Toukoto 160 1 140 'm' 120

"'e'-' 100 1 80 1 60 40 1 20 0 ~ 1 ~ -.Qan -Qnoy -MoyPhl MoyPsl --Moy. mobile sur 5 pér. (Qan) 1 Oualia 1 250 1

1 50 ---··--····--·-·······- ············-····-----·------·······················-···········-··-··-····································--·--· 1

1 -Qm>y -Moy Ph · -··Moy Ps --Moy. rmbile sur 5 pér. (Qan) Figure 68: évolution des débits sur le Bakoye 1 1 243 1 1 1

1 Galougo 1000

1 800 ~g~ 1 i ~J-W-+++~--4-~-+M~~----i---f++rr-'i-~~--~----1 400 1 200 1 -o-Qan -Qmoy -MoyPhl · · MoyPsl -Moy. mobile sur 5 pér. (Qan)

1 1200 Kayes 1 1000 800 ~g~ ..2 (,()() 1 "8 :::e 1 400

1 o+-~~.-----,--.~-,--~~.-----,--.~-,--~~~-,--.~~-.-~,---,---.-~-,---.--,,--~--.-~-,----.--' ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ ~ ~ ~ ~ ~· ~· ~·~ ~- ~-~- ~- ~- ~- ~~~ ~- ~- ...... ~ ~- ~- ~- f f f 1 -o-Qan -Qmoy -MoyPhl MoyPsl -Moy. mobile sur 5 pér. (Qan)

Bakel 1 1200

1000

1 ~ ~g 800 l~+a~==H;;H:l~~~~FK 1 i (,()() 400 1 200 ················------··-·······················------·--··················--····-·--····--···-························---···---·------·····················--···· ------······················------· --··-·-··-······················------···-·-·················-----··---··················-·- O-t----.-~..---.-~,---,--.~-,-----,-,---,---,--,,---.----,-,---,-----,-~..-----,--,~-,--.~-,---,-~.-----,--,~-.--- 1 ~ ~ #~# ~ ##~~~ ~# #~~ ~ ~~~~ ~ #~ ~ ~ ~ -<>-Qan -Qmoy -MoyPhl MoyPsl -MoyPh2 - -Moy Ps2 -Moy. mobi1e sur 5 pér. (Qan) 1 Figure 69: évolution des modules sur le Sénégal 1 244 1 11 1 La station de Bakel draine les principaux affluents du fleuve Sénégal, le module 1 interannuel est estimé à 659,5 m31s soit un apport de 29,80% par rapport à Kayes. L'essentiel de cet apport peut-être attribué à la Falémé, dernier affluent important qui se 1 joint au fleuve Sénégal à Kidira (tableau 41 ). Les écoulements du Sénégal ont connu deux ruptures faisant remarquer quatre phases (figure 77). La première phase humide 1 couvre les années 1904-1938 (35ans), avec un module de 779,1 m31s, soit un excédent de 25, 13%. La première phase sèche couvre la période 1939-1944 avec un débit moyen 1 de 505,8 m31s, soit un déficit de -29,82% enregistré pendant ces années. La seconde phase humide couvre les années 1945-1967 (23ans). Avec un écoulement moyen de 1 856,9 m31s (soit un excédent de 29,93% par rapport à la série), cette phase est caractérisée par une forte fluctuation des modules annuels. La seconde phase sèche a 1 duré 43 ans (1968-2010) avec un module interannuel de 484 m31s, soit un déficit de - 26,61% (tableau 41). 1 Sur la Falémé, le module interannuel à Fadougou, station qui contrôle les apports du domaine guinéen, est estimé à 88 m31s. La station de Gourbassi qui draine en plus la 1 partie soudanaise du bassin de la Falémé, a connu un débit moyen de 127,4 m31s soit 43,88 m31s de plus par rapport à Fadougou. Le bassin est contrôlé à Kidira, situé dans la 1 zone sahélienne, qui a enregistré un module pluriannuel de 153, 7 m31s soit un supplément de 20,62% par rapport à Gourbassi (tableau 41 ). A Kidira, trois ruptures ont 1 reparti la série en trois phases dont deux humides successives (figure 78). La première phase humide couvre les années 1904-1949 (46 ans) avec débit moyen 1 (179,5 m31s) excédentaire de 16,78% par rapport au module interannuel de la série. La seconde phase humide a duré 18 ans (1950-1967) avec un débit moyen de 233,6 m31s, li soit un excédent de 52,02% par rapport à la moyenne de la série. Cette phase est caractérisée par une forte fluctuation des modules annuels. Les années 1953 et 1960 1 ont connu des écoulements légèrement déficitaires. La phase sèche a couvert les 43 dernières années (1968-2010) avec un module 1 interannuel de 92,6 m31s, soit un déficit de 39,75%. 1/ li i 1 1 245 1 •I 1

1 Fadougou 1 1 1 50 ------0+---,---,~-r---,---.~-r---,---.~~--,---,~~--,--,-~~--r---,-~~-,--,-~~-,--,-~-r---,--,---'

~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 ~'V~~~·~·~·~~-~-~~-~-~- 'V ~'V~-~- 'V ~'V~'..,, ~~f 1-Qan -Qmoy -MoyAtl "-MoyPsl -MoyA12 MoyPs2 -Moy.1111bilumSpér.(Qan) 1 1 Gourbassi 1 250 ------:JI() ~g,;;- 1 i" 150 ~ 1 100 50 1 O+--.--,-~-.---,---,-~....--,------.-~....-.....-----.-~..--.....----,---,,---,---,---,~-,--,---,~-,--,--,-~-.---.-~ ~~~~#~~#~~~~#~~~~~~~~#~#~#~ 1 -Qan -Qmoy -MoyAI MoyPs -Moy.1111bilc sm S pér. (Qan)

1 Kilira 300 ------1 250 ------1 100 1 so

0-t--,---,~-,---,---,.~-,---,---,.~-,--....,...... -,-~-,---,-----,-~.---,-----,-~,---,-----.-~,---,----,---,,---,----,--' 1 ~~~~#~~#~~~~#~~~~~~#~~~~~~~ -Qan -Qm>y -Moy Phi -Moy Psi MoyAt2 -Moy. mobile sur S pér. (Qan)

1 Figure 70: évolution des débits sur la Falémé 1 246 1 1 1 Il ressort de l'analyse des débits annuels que tous les cours d'eau étudiés ont connu 1 des évolutions similaires, avec quelques années de décalages. Les chroniques de débits annuels ont tous connu plusieurs ruptures dont la dernière observée à la fin des années 1 soixante s'est traduite par une baisse drastique des écoulements. Les figures 75, 76 77 et 78 illustrent ces évolutions. Il résulte de leurs analyses que toutes les ruptures marquent 1 deux périodes à hydraulicités différentes. La première qui précède la rupture est humide (PH); tandis que la période postérieure est sèche (PS). Ces deux phases sont 1 subdivisées en séquences humides (Sh) et séquences sèches (Ss) (figures). Les paramètres statistiques reportés dans le tableau 42 permettent de caractériser l'évolution 1 séquentielle des modules annuels. Ainsi on note : - pour la période humide, en plus des 6 premières années de la série (PHSh1) qui 1 sont assimilables à la fin du cycle précédent, quatre séquences, dont deux relativement sèches au cours desquelles l'ampleur des déficits ne justifie pas une rupture, se sont Il succédées. La première séquence relativement sèche (PHSs1) a couvert les années 1910-1921 (12 1 ans). Elle est caractérisée par des déficits moins sévères variant entre -8,77 (Bakel) et - 1,67% (sur le Bakoye à Oualia). L'année 1913 a été la plus sèche de cette séquence. 1 La première séquence (PHSh2) dure 17 années (1922-1938). Elle est caractérisée par des modules annuels supérieurs à la moyenne interannuelle de la série. Les excédents 1 des modules interannuels de cette séquence varient entre 31,41% (sur le Bafing à Dibia) et 50, 15% (sur le Bakoye à Oualia). Seules les années 1926 (sur tous les cours d'eau) et 1 1937 (excepté sur la Falémé à Kidira) ont connu des débits légèrement inférieurs à la moyenne interannuelle de la série. I, La seconde séquence sèche (PHSs2) a connu des durées différentes: 11 ans (1939-1949) sur le Bafing et la Falémé; 6 ans (1939-1944) sur le Bakoye et le Sénégal. Les déficits 1 observés sont plus importants que ceux de la première séquence sèche. Ils ont varié entre -29,82% (sur le Sénégal à Bakel) et -11,35% (Kidira). L'année 1944 a été la plus Il sèche de cette séquence. La deuxième séquence humide (PHSh3) a précédé la période sèche. Elle a été de durée 1 variable sur les cours d'eau (18 ans sur la Falémé et le Bafing ; 27 sur le Bakoye et 23 ans sur le Sénégal). Elle est caractérisée par des débits annuels supérieurs à la moyenne 1 interannuelle de la série. Seules les années 1970 (Bakoye) 1953 et 1960 (sur la Falémé à 1 Kidira) ont connu des écoulements légèrement déficitaires. .1 247 ' i li 1 1 - pour la phase sèche qui commence en 1967 sur le Bafing, la Falémé et le 1 Sénégal; et 1971 sur le Bakoye est repartie en deux séquences« relativement humide» et une sèche. 1 La première est« humide» (PSSh1), de durée variable, elle commence à partir de l'année de rupture et se poursuit jusqu'en 1977. Elle est caractérisée par des débits annuels 1 fluctuant entre les moyennes interannuelles de la période de l'étude ( 1904-2010) et celle de la période sèche. Les déficits enregistrés au cours de cette séquence varient entre - 1 29, 15% (Kidira) et -9,96% (Dibia). Cette séquence peut être assimilée à une transition entre la période humide et les années de sécheresse qui ont sévi dans les bassins 1 étudiés. La séquence sèche (PSSs) a duré 17 ans (1977-1993) sur tous les cours d'eau étudiés, Il exception faite pour la Falémé où elle a démarré avec deux ans de retard. Elle est caractérisée par des écoulements inférieurs à la moyenne de la phase sèche. Les déficits 1 enregistrés au cours de cette séquence varient entre -65, 10% (Oualia) et -44,53% (Dibia). Les années 1983, 1984 et 1987 ont été les plus sèches de cette période. 1 La dernière séquence est « humide » (PSSh2) et couvre les 17 dernières années de la période de l'étude, avec des déficits moyens variant entre -8,59% et -27,58%. Elle est 1 caractérisée par la reprise des écoulements avec des années excédentaires observées sur tous les cours d'eau étudiés. Ainsi, 2003 a été excédentaire sur l'ensemble des cours 1 d'eau; 1999 sur tous les cours d'eau excepté le Bafing, 2010 sur le Bakoye et le Sénégal. L'année 1994 a été excédentaire sur le Bafing; 2007 l'a été sur la Falémé et 2009 sur le 1 Bakoye. 1 1: 1 1 li 11i 1/ 248 Il li! Il 1 • Baflng à Dibia • Bakoye à Oualia o Falémé à Kidira o Sénégal à Bakel 1 40

'#.- 0 1 -t:: w~ -20 1 -40 ...... ··········································· ·················································································· ································· 1 -60 ·········································································································································-·········································································································· PHSh1 PHSs1 PHSh2 PHSs2 PHSh3 PSSh1 PSSs1 PSSh2 1 Séquences 1 Figure 71: évolution des écarts des débits séquentiels xvm1.2 Irrégularité interannuelle des débits. L'irrégularité des modules a été examinée dans les sections précédentes. En effet, 1 les paramètres statistiques (coefficient de variation, coefficient de PARDE et le coefficient 1 d'irrégularité) ainsi que l'écart à la série, consignés dans les tableaux 42 et 43 pour caractériser les écoulements pendant les différentes phases et séquences permettent également de mettre en évidence l'irrégularité interannuelle des modules. Ils traduisent 1 une forte irrégularité des modules annuels. Les coefficients d'irrégularité K:3 de RODIER 1 (rapport du module décennal humide au module décennal sec) et le coefficient d'immodération R de PARDE (rapport de la valeur maximale de la série à la valeur 1 minimale) montrent que les fluctuations sont plus fortes sur le Bakoye et la Falémé. C'est sur le Bafing que les écoulements sont les plus réguliers. Pour les différentes phases et 1 séquences, le coefficient de variation (rapport de l'écart-type à la moyenne) et l'écart à la série ont été déterminés. Cette démarche montre que les modules annuels des cours 1 d'eau du haut bassin connaissent des variations spatio-temporelles qui reflètent celles des précipitations. En effet dans la zone tropicale, les écoulements sont étroitement liés

1 1 aux hauteurs d'eau précipitées. Compte tenu de la répartition saisonnière de celles-ci, il apparaît judicieux d'étudier l'évolution des écoulements aux échelles saisonnière et 1 journalière dont la connaissance est indispensable à la maîtrise et à la gestion des ressources en eau sur lesquelles est basé le programme de développement du bassin du 1 fleuve Sénégal adopté par l'OMVS. 1 249 1 1 1 1 Tableau XXXIII: évolution séquentielle des modules dans le haut bassin Cour d'eau Bûme Bakoye Falémé Sénéeal 1 Station Dibia Oualia Kidira Bakel Durée 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) 6 (1904-9) Moyenne 465.6 193.8 201.6 825.2 11 Ecart série 29.32 39.40 31.14 25.13 R 1.98 2.32 2.66 2.31 PHSbt Cv 0.23 0.27 0.33 0.28 I! Durée 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12 (1910-21) 12 (1910-21) Moyenne 345.0 136.7 141.5 601.7 Ecart série -4.16 -1.67 -7.96 -8.77 ""u 1 ·-""e R 3.20 4.73 5.94 4.02 .â PHSs1 Cv 0.26 0.33 0.46 0.36 "" Durée 17 (1922-38) 15 (1922-36) 17 (1922-38) 17 (1922-38) -8 Moyenne 473.1 208.7 226.5 888.0 1 ·c= 'QI Ecart série 31.41 50.15 47.38 34.65 ~ R 1.89 2.26 2.89 2.37 PHSh2 Cv 0.19 0.23 0.27 0.25 1 Durée 11 (1939-49) 6 (1939-44) 11 (1939-49) 6 (1939-44) Moyenne 307.0 97.8 136.3 462.8 Ecart série -14.72 -29.65 -11.35 -29.82 1 R 2.25 3.04 3.71 2.89 PHSSz Cv 0.25 0.28 0.37 0.23 Durée 18 (1950-67) 27 (1945-71) 18 (1950-67) 23 (1945-67) 1 Moyenne 459.0 186.2 233.6 856.9 Ecart série 27.50 33.97 52.02 29.93 R 1.63 2.32 2.29 2.47 1 PHShl Cv 0.18 0.24 0.20 0.22 Durée 9 (1968-76) 5 (1972-76) 11 (1968-78) 9 (1968-76) Moyenne 324.1 90.5 108.9 550.1 1 Ecart série -9.96 -34.90 -29.15 -16.58 R 1.85 3.89 3.89 2.73 u ,Cl PSSh1 Cv 0.22 0.42 0.42 0.30 .&:! 00 Durée 17 (1977-93) 17 (1977-93) 15 (1979-93) 17 (1977-93) 1 u ""= Moyenne 199.7 48.5 59.5 365.7 ·c'QI Ecart série -44.53 -65.10 -61.26 -44.55 1 1 ~ R 1.94 8.17 4.43 2.16 PSSs Cv 0.22 0.46 0.39 0.27 Durée 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) 17 (1994-10) Moyenne 329.1 101.7 111.3 567.3 1 Ecart série -8.59 -26.81 -27.58 -13.97 R 1.70 3.74 4.00 2.14 PSSh2 Cv 0.13 0.42 0.39 0.23 1 Moyenne 360 139 154 659 K 2.45 4.23 4.32 2.84 R 4.3 20.3 15.0 5.5 1 Série Cv 0.33 0.50 0.51 0.39 1 1 1 250 1 1 1 XVIII.1.2.1 Analyse fréquentielle des modules annuels. 1 L'étude de la distribution statistique des modules a été faite en comparant l'ajustement des dix lois appliqué aux données de débits annuels observés et aux séries 1 élargies précédemment décrites. Les ajustements résultants sont couplés à deux tests d'adéquation (déjà évoqués dans l'étude des précipitations annuelles) permettant de 1 choisir la loi la mieux appropriée à l'échantillon tant pour les valeurs extrêmes que pour les valeurs intermédiaires. Il s'agit des : 1 - test de Brunet- Moret ( 1977) 2 1 -- test du Khi . 1

eoo

1 500 1400 1 1- -Ooodrich o V•leur 200 LJJ_H-+-11 1 100 0 -~-~---· ~--- 1 500 200 100 50 20 10 5 5 10 20 50 100 200 500 1

2500 Bak~I 1 2000

1-Goodrlch 0 Valeur! ~ 1 ~ 0 --- o~~ -- 1 -~ 0 ------51,0 2j0 1 jO !O •P 10 1 ' 10 •P !O 1 ID 2'° 5~ 1 A6curre,- (Ann6ee)

1 Figure 72: Ajustement des modules annuels 1 1 251 1 11 1 La meilleure loi est celle ayant la plus faible valeur du test de Brunet- Moret et la plus 2 1 forte fréquence ou dépassement. Quant au test du Khi , l'adéquation de la loi est d'autant 2 1 meilleure que la valeur du Khi tend vers 0, en restant inférieure à la valeur critique du 1 seuil de probabilité choisie. La prise en compte de ces tests et la comparaison des ajustements, après report 1 graphique des distributions expérimentales des échantillons et des différentes courbes en diagramme gaussa-arithmétique, nous a amené à retenir la loi de Goodrich. Nous 1 donnons quelques graphiques en illustration des ajustements des débits observés.

11 Les résultats de l'analyse fréquentielle sont synthétisés dans le tableau 44 qui récapitule les débits attendus pour les fréquences retenues allant de la centennale sèche 1 à la centennale humide. Dans ce tableau, sont indiqués également la médiane, la meilleure loi d'ajustement et le coefficient d'irrégularité K3, rapport de la pluie décennale 1 humide à la décennale sèche RODIER J (1964).

1 Tbla eau XXXIVMdlo u es f'requent1e . 1s aux pnncipa. . 1es stations d u haut bassm 1 Récurrences sèches Médiane Récurrences humides réauences 0.01 0.02 0.05 0.1 0.2 0.5 0.8 0.9 0.95 0.98 0.99 1 F A 11nées 100 50 20 10 5 2 5 10 20 50 100 K3 R - D akka Saïdou 119.8 125.5 136.7 149.3 167.6 210.5 260.3 288.0 311.4 338.3 356.3 1.93 2.98 1 N akana 131.6 136.3 146.3 158.7 178.3 229.5 295.9 335.3 369.8 410.6 438.8 2.11 3.33 •oualia 16.4 19.4 26.3 35.7 51.8 98.5 165.8 208.4 247.0 293.8 326.9 5.84 19.94 G ourbassi 22.3 25.3 32.0 40.4 54.3 91.9 142.6 173.4 200.8 233.5 256.3 4.29 11.47 dira 23.4 26.6 33.3 41.5 54.2 86.8 128.3 152.7 173.9 198.9 216.0 3.68 9.21 1~. 11ves 167.5 175.4 193.9 218.7 261.3 384.5 561.0 672.4 773.3 895.6 982.0 3.07 5.86 B,~kel 237.9 252.3 283.6 323.3 387.6 560.5 791.3 930.9 1054.4 1201.3 1303.4 2.88 5.48

1 1 L'analyse du tableau montre : 1 - une augmentation des débits d'amont en aval ; - le module moyen interannuel du Bafing à Makana, qui contribue à hauteur de 41 % 1 aux écoulements du Sénégal à Bakel, représente un facteur multiplicateur de 2,33 de celui du Bakoye à Oualia, 2,64 de celui de la Falémé à Kidira.

1 1

XVll/.2 Variabilité mensuelle. 1 Les fluctuations des écoulements dans le haut bassin sont étroitement liées à celles des manifestations pluvieuses. Les débits sont caractéristiques des régimes 1 pluviométriques qui ont la particularité de présenter un signal pluviométrique au cycle 1 1 252 1 11

1 Il saisonnier très marqué. La saison des pluies allant de mai à octobre détermine celles des 1 hautes et des basses eaux. Comme l'a noté Dacosta (1989), la variation de précipitations mensuelles d'une année à l'autre induit celle des débits moyens mensuels qui sont la 1\ résultante des variations des débits journaliers. 1 L'étude de ces variations sera menée sur la base des séries couvrant la période 1\ 1955-201 O. La variabilité des écoulements a été évaluée à l'aide : - des paramètres statistiques: l'écart-type pour mesurer la dispersion, ou l'étalement, 1 des débits autour de leur moyenne ; le coefficient de variation, indice des grandes fluctuations des débits mensuels autour de leur valeur centrale ; les quartiles, qui 1 partagent les chroniques en quatre parties égales ; - du Coefficient Mensuel de Débits (CMD), rapport du débit moyen mensuel du mois 1 considéré au module moyen annuel de la série ; 1 - du coefficient d'immodération, qui exprime l'écart entre les valeurs extrêmes. xVUL2.1 Variation saisonnière des débits mensuels. 1 Dans les régions tropicales, les écoulements sont étroitement liés aux régimes pluviométriques (voir analyse des pluies mensuelles). La diversité climatique de ces 1 régions est telle que le rôle des précipitations est exclusif pour expliquer les modalités de 1 l'écoulement pluvial R. FRECAUT, (1982). A chaque domaine climatique correspond un 1 régime d'écoulement. Ainsi dans le haut bassin du fleuve Sénégal, trois régimes hydrologiques se distinguent : 1 - le régime sud soudanais ou tropical de transition, la période des hautes eaux (CMD > 1) dure 4 à 5 mois; 1 - le régime tropical pur caractérisé par trois mois de hautes eaux ; - le régime sahélien dont la période des hautes eaux couvre deux mois. 1 Faute de données sur le domaine sahélien, caractéristique de la Kolimbiné, du Karakoro et de la vallée du serpent pour le Baoulé, l'examen de la variabilité des débits 1 mensuels a été conduit dans deux domaines hydrologiques : - le régime sud soudanais qui se manifeste sur le Bafing à Dakka Saïdou et Bafing Makana. Les hautes eaux couvrent les mois de juillet à octobre soit quatre mois ; le reste de l'année est marqué par les basses eaux (tableau 45). Les écoulements connaissent deux phases. Une phase de montée progressive des eaux, qui couvre les mois de mai à septembre, au cours de laquelle les débits augmentent de 804,6 m3/s à Dakka Saïdou et 897,5 m3/s à Bafing Makana. La phase de décrue (CMD <

253 1 1 1) d'octobre à avril caractérisée par des chutes assez importantes des débits 1 mensuels (468,6 m3/s à Dakka Saïdou et 500,2 m3/s à Makana) ; Le régime tropical pur qui est analysé sur le Bakoye à Oualia, la Falémé à Gourbassi 1 et le Sénégal à Bakel est caractérisé par une période de hautes eaux qui couvre les mois d'août à octobre. Par rapport au régime tropical de transition, le régime tropical 1 pur perd un mois de hautes eaux au profit de la période des basses eaux qui dure neuf mois. La phase de montée dure de juin à septembre durant laquelle les débits 1 mensuels ont été multipliés par 33,91 sur le Bakoye; 68,83 sur la Falémé et 35,51 sur le Sénégal. La phase de descente couvre les mois d'octobre à mai. Le rapport entre 1 les valeurs de ces mois varie de 548, 11 à Oualia, 1043, 91 à Ki dira et 122,24 à Bakel. L'examen des chroniques des débits mensuels montre une baisse des écoulements 1 mensuels depuis la moitié des années « soixante dix». En effet, les années qui suivirent la rupture pluviométrique de la fin des années soixante ont été marquées par

1 i le soutien des nappes aux écoulements. Ceci s'accompagne d'une réduction de la période des hautes eaux. Cependant, malgré cette réduction de la période des hautes 1 eaux, la crue annuelle est généralement observée au mois de septembre. Ainsi sur la période de l'étude (1955-2010), on a noté que sur: 1 - le Bafing à Dakka Saïdou, 72 % des crues annuelles sont observés au mois de septembre, 26% en août et 2% au mois d'octobre ; 1 le Bakoye à Oualia, 70 % des crues annuelles sont observés au mois de septembre, 26% en août, 2% juillet, et 2% au mois d'octobre; 1 - la Falémé à Gourbassi, 71 % des crues annuelles sont observés au mois de septembre, 27% en août et 2% au mois d'octobre ; 1 le Sénégal à Bakel, 86% des crues annuelles sont observés au mois de septembre, 12 % au mois en août et 2% en octobre. 1 Les maxima des crues annuelles sont étroitement liés au régime pluviométrique dont le maximum intervient le plus souvent au mois d'août d'où un mois de décalage entre les ! 1 deux maxima. Mais du fait de la fluctuation des maxima pluviométriques, le débit mensuel connaît la même dynamique, ce qui expliquerait la précocité ou le retard des crues 1 annuelles. A la relative stabilité des maxima mensuels s'oppose l'instabilité des minima qui 1 survient généralement au mois de mai. Cependant, avec la péjoration pluviométrique qui sévit dans la région depuis quatre décennies, on observe une baisse généralisée des 1 écoulements conduisant, sur certains cours d'eau, au passage d'un régime d'écoulement 1 254 1 •1 pérenne à un régime d'écoulement intermittent. Ainsi, au cours de l'année hydrologique 1 1983-84, la période sans écoulement a duré 6 mois (décembre à mai) sur le Bakoye à Oualia ; 5 mois Uanvier à mai) sur la Falémé à Gourbassi. 1 L'arrêt des écoulements lié à l'épuisement des nappes du fait de leur recharge incomplète, ce qui pose la problématique de la gestion des eaux du fleuve Sénégal. 1 T a bl eau XXXV C ara cté n·sr 1ques sta, rst· 1ques des débits mensues1 d anse I ha utbassm. Dakka Saïdou Mai Juin Juil Août Sept Oct. Nov. Déc. Janv. Févr Mars Avril Module 1 Moyennes 13,42 55,4 255,37 706,01 818,06 480,19 185, 16 72,45 39,34 24,78 16,66 11,64 222,33 Max 40,70 200,30 591,10 1367,00 1384,00 1181,00 439,20 197,10 90,02 53,64 36,49 34,59 402,30 Q1 (75%) 17,38 73,10 336,25 817,80 932,40 571,40 240,50 94,80 48,38 30,48 20,73 15,08 262,90 1 Médiane 11,84 43,76 243,40 720,00 770,10 441,10 149,60 60,93 32,85 21,99 14,88 10,76 209,90 Q3 (25%) 7,74 27,99 184,10 568,10 667,90 331,40 116,25 47,60 27,84 18,90 13,13 8,55 181,40 Min 0,78 3,63 83,50 273,50 295,90 201,90 67,32 28,09 18,41 13,35 8,72 4,60 111,50 1 Ecart-type 8,46 45,02 111,26 214,02 220,39 206,35 93,98 38,03 17,86 9,13 5,79 5,27 66,70 CMD 0,06 0,25 1, 15 3,18 3,68 2,16 0,83 0,33 0,18 0, 11 0,07 0,05 Oualia 1 Moyennes 0,37 15,68 111,96 410,86 531,73 200,91 53,07 18,90 9,05 4,33 1,61 0,51 113,69 Max 7,24 66,53 291,30 1247,00 1374,00 933,40 199,40 80,92 46,33 25,89 13,66 4,86 262,10 Q1 (75%) 0,14 20,86 150,80 533,20 788,70 283,20 86,66 31,99 14,50 6,20 1,89 0,33 163,30 1 Médiane 0,00 10,86 94,78 325,70 511,20 125,30 26,84 5,78 2,14 0,65 0,05 0,00 99,06 Q3 (25%) 0,00 5,50 62,18 215,00 233,20 57,47 11,04 2,26 0,32 0,00 0,00 0,00 53,37 Min 0,00 0,00 15,04 61,50 51,22 21,78 1,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 14,47 1 Ecart-type 1,10 14,89 64,06 263,50 343,33 186,68 53,93 22,98 12,95 6,96 2,90 1,06 69,53 CMD 0,00 0,14 0,98 3,61 4,67 1,76 0,47 0,17 0,08 0,04 0,01 0,00 Kidira Moyennes 0,21 9,14 92,51 432,06 628,93 219,98 55,94 21,04 7,34 3,59 1,51 0,41 112,07 1 Max 1,74 48,92 232,80 1224,00 1811,00 573,40 165,50 80,43 20,12 9,86 5,44 2,06 246,90 Q1 (75%) 0,02 13,69 127,40 573,50 867,07 307,85 80,44 30,17 9,76 4,72 1,89 0,59 139,35 Médiane 0,00 2,40 80,03 393,00 521,55 187,40 44,78 15,39 7,19 3,02 1,00 0,00 93,54 1 Q3 (25%) 0,00 0,30 47,77 244,45 340,50 118,95 26,04 8,07 3,46 1,38 0,25 0,00 71,45 Min 0,00 0,00 5,20 57,52 83,64 37,14 6,84 1,90 1,01 000 0,00 0,00 32,49 Ecart-type 0,45 13,32 56,94 261,57 417,14 133,70 39,64 16,81 4,96 2,84 1,58 0,67 60,36 1 CMD 0,00 0,08 0,83 3,86 5,61 1,96 0,50 0,19 0,07 0,03 0,01 0,00 Bakel Moyennes 9,9 71,3 510,0 1825,9 2531,0 1213,2 428,3 186,9 103,7 59,5 32,2 15,3 584,2 1 Max 50,51 257,60 1035,00 4042,00 5651,00 3751,00 916,70 466,00 285,60 184,00 110,40 66,55 1058,00 Q1 (75%) 14,37 108,40 605,18 2269,25 3345,75 1418,25 579,37 256,03 142,00 95,89 52,24 22,21 776,52 Médiane 6,24 52,00 481,45 1731,00 2308,00 1069,50 339,90 164,50 74,08 42,06 20,93 9,93 529,60 1 Q3 (25%) 0,29 23,44 373,00 1386,25 1648,50 753,20 273,85 109,62 49,63 20,61 8,29 2,24 397,48 Min 0,00 0,00 181,40 704,80 596,50 458,80 162,10 65,04 20,13 6,05 0,76 0,00 230,50 Coef.Variation 1,20 0,93 0,36 0,42 0,48 0,54 0,48 0,53 0,69 0,83 0,93 1,08 0,41 1 CMD 0,02 0,12 0,87 3,13 4,33 2,08 0,73 0,32 0,18 0,10 0,06 0,03

1 L'analyse des coefficients mensuels de débits met en évidence la répartition de l'année hydrologique en une période de hautes eaux qui dure 4 à 3 mois au cours 1 desquels on observe l'essentiel des écoulements et une période de basses eaux variant 1 255 1 i 1 de 8 à 9 mois durant lesquels on observe l'arrêt des écoulements. Les débits moyens 1 mensuels connaissent donc une importante variabilité interannuelle. C'est à l'analyse de cette fluctuation que nous nous attacherons dans la prochaine section. 1 XVIII.2.2 Variabilité interannuelle des débits moyens mensuels. 1 Les débits moyens mensuels connaissent des fluctuations importantes d'une année à l'autre. Pour cerner cette variation au niveau des stations hydrométriques retenues, les 1 paramètres suivants ont été déterminés pour la période 1955-2010 et la série de référence 1961-1990 : le débit moyen mensuel, le coefficient de variation ainsi que le 1 coefficient d'immodération. L'examen des coefficients de variations, paramètres qui traduisent la dispersion des 1 débits autour de leur valeur moyenne, montre que les fluctuations sont plus importantes en période de basses eaux ; tandis qu'en hivernage, cette variabilité est moins 1 importante. Le coefficient d'immodération permet d'apprécier l'amplitude de la fluctuation des 1 débits mensuels au cours d'une période considérée. 1 Tableau XXXVI : évolution des débits moyens mensuels Dakka Saïdou Mai Juin Juillet Août Sept Oct Nov Déc Jan Fév Mars Avril An R 1 Moy 1955-2010 13.4 55.5 255.4 706.0 818.1 480.2 185.2 72.4 39.3 24.8 16.7 11.6 222.3 Cv 0.63 0.81 0.44 0.30 0.27 0.43 0.51 0.52 0.45 0.37 0.35 0.45 0.30 70.26 Moy 1961-90 13.1 53.1 245.8 678.9 795.1 464.3 173.8 69.2 38.3 24.3 16.2 11.5 216.3 Cv 0.55 0.56 0.35 0.30 0.31 0.47 0.54 0.44 0.40 0.32 0.30 0.38 0.30 69.23 1 Ou a lia Moy 0.4 15.7 112.0 410.9 531.7 200.9 53.1 18.9 9.0 4.3 1.6 0.5 113.7 Cv 3.00 0.95 0.57 0.64 0.65 0.93 1.02 1.22 1.43 1.61 1.80 2.08 0.61 1450.6 1 Moy 1961-90 0.5 16.5 119.8 378.7 522.2 203.9 55.7 19.5 9.4 4.5 1.6 0.5 111.5 Cv 0.35 1.05 1.80 1.58 1.33 0.95 0.93 0.82 0.71 0.64 0.61 0.51 1.49 1043 Gourbassi 1 Moy 1955-2010 0.2 7.2 77.2 357.8 481.7 198.1 52.5 19.0 8.1 3.2 1.1 0.3 100.1 Cv 2.47 1.44 0.67 0.59 0.55 0.76 0.71 0.80 1.03 1.33 1.59 2.15 0.53 2141 Moy 1961-90 0.2 8.4 76.2 345.5 469.3 197.0 49.8 17.3 7.2 2.8 1.0 0.3 96.7 1 Cv 0.40 0.71 1.41 1.66 1.57 1.07 1.22 1.14 0.86 0.66 0.54 0.40 1.67 2199 Bakel Moy 1955-2010 9.9 75.6 525.9 1847.8 2560.5 1285.9 451.5 198.1 111.3 64.2 34.6 16.4 600.5 1 Cv 1.17 0.94 0.38 0.43 0.47 0.57 0.52 0.54 0.67 0.80 0.88 1.03 0.40 257.9 Moy 1961-90 6.3 58.2 481.3 1674.5 2377.4 1130.4 403.1 182.8 104.8 58.9 30.1 12.1 545.2 1 Cv 1.14 0.93 0.35 0.44 0.58 0.66 0.55 0.53 0.66 0.81 0.92 1.08 0.46 377.1 Pour illustrer la variabilité des débits mensuels, le maximum, le minimum, la médiane 1 et les valeurs correspondant aux probabilités 25% et 75%, ont été déterminés et 1 256 1 1 1 consignés dans le tableau 45. Les graphiques 81 illustrent l'évolution de ces quantiles. Ils 1 montrent un important écart entre les maxima et le reste des échantillons. Les débits mensuels ont été classés et répertoriés en annexes IX afin de déterminer les années 1 correspondant aux maximums et aux minimums. Ainsi, on remarquera qu'à: 1 Dakka Saïdou sur le Bafing, excepté le mois de novembre, les débits mensuels maximum sont observés avant la rupture des écoulements observée en 1967 ; Il tandis que les minima sont enregistrés en 1984, sauf pour les mois de mai et juin qui on connu leur minima en 1985 ; le mois de juillet en 1987 et le mois 1 d'octobre en 1980

Dakka Saïclou 1 1600 1400 11 1200 ~ 1000

1 800 li ~ 600 400 1 200 0 1 Mai Juillet Septembre Novembre Janvier Mars 1- __. -Moyennes --tr--Max --o---QI (75%) - · * · - Médiane Q3 (25"/c,) - ·•·-Min 1

11 Oua1ia 1600 1 1400 1200

1 1000 1 i 800 ~ 600 400 1 200 0 1 Mai Juillet Septembre Novembre Janvier Mars 1- __. -Moyennes ---6--Max ---0-QI (75"/é,) - · • · - Médiane Q3(25%) --•. -Min 1 1 1 1 257 1 1 Gourbassi 1200 ------

1000 ~ Il ! 800 ~ 600 Il 400 Il 200 Mai Juillet Septen:bre Noven:bre Janvier Mars 11 1- -+-- - Moyennes .o. Max ---o--Ql (7So.1o) - ·•·-Médiane Q3(25%) -·•·-Min 1

1 Bakel avant barrage li 6000 1 sooo li 'il' 4000 l 3000 ..... -:-::::- ' Il ~ 2000 - ,!":--~------,,. ''...... ,------1~,,,. . ''"·i-, 1000 .... ------~... --~~ ..... - . - ... - . - ... -...... Il 0 Mai Juillet Septeni>re Noven:bre Janvier Mars 11 - -+- - Moyennes ----&--Max ---o--Ql (7SoA.) - · * · - Médiane Q3 (25%) - · • · - Min 1 2500 1 1 Il 500 Mai Juillet Septembre Novembre Janvier Mars

11 1--+- -Moyennes ---.o.----Max ---o--Ql (75%) - · * · - Médiane Q3 (25%) ···•···Min 1 1 1 1 258 1 Pi 1

6000 1 Bakel 1955-2010 5000 1 4000 i 3000 ~ 1 2000 1000 Il 0 Mai Juillet SepteDÈre Novembre Janvier Mars ! - --+- - Moyennes -tr-Max -----o-Ql (75%) - · * · - Médiane Q3 (25"/c,) - · • · - Min

li Figure 73 : Variations des débits moyens mensuels des principales stations du haut bassin 1 1 Oualia sur le Bakoye, les débits mensuels maximums sont observés avant la rupture des écoulements intervenue en 1971, excepté le mois de mai dont le 1 maximum a été enregistré en 1979. En ce qui concerne les minimums, ils sont observés après la rupture des écoulements, sauf pour le mois de mai qui a 1 connu un écoulement nul en 1964. Pour les mois d'août - novembre, leurs minima sont enregistrés en 1983. 1 - Gourbassi sur la Falémé, les débits mensuels maximums sont enregistrés avant 1967, année de rupture des écoulements, exceptés pour les mois de 1 juillet et février pour lesquels ils ont été observés respectivement en 2003 et 1967. En ce qui concerne les débits mensuels minimum, ils sont observés 1 après la rupture. En effet, du fait des débits nuls des mois d'avril et mai depuis 1969, les écoulements ne sont plus pérennes sur cet affluent du fleuve 1 Sénégal. L'année 1983 a été celle qui a connu le plus de minima mensuels ( octobre - mars). 1 Bakel sur le Sénégal, les débits mensuels maximum de la période des hautes eaux (juillet-octobre) ont été observés avant 1967, année de rupture des 1 écoulements; tandis que ceux de la période des basses eaux (novembre- juin) sont postérieurs à 181967. En ce qui concerne les minimums, ils interviennent 1 essentiellement en 1984 (janvier-mai) pour les autres mois, les minimums ont été enregistrés au cours de la période 1986-1997. 1 Il ressort de cette analyse que sur le fleuve Sénégal et ses principaux affluents, les maxima mensuels sont antérieurs aux années de rupture des écoulements ; 1 1 259 1 1 1 contrairement aux minima qui sont postérieurs, avec des années particulièrement 1 sèches (1983 et 1984) qui ont enregistré des nombreux minima mensuels.

1 XV/11.3 Variabilité des débits journaliers. Les débits journaliers sont étroitement liés aux manifestations pluviométriques 1 enregistrées aux environs immédiats des stations hydrométriques. Ceci se traduit par des variations plus ou moins brutales des écoulements journaliers, en fonction des 1 apports pluviométriques sur les bassins drainés. La figure 82 illustre cette variabilité des écoulements journaliers au niveau des stations hydrométriques retenues. Pour 1 analyser la relation averses - débits journaliers dans le haut bassin du fleuve Sénégal, 1 deux hydrogrammes représentant deux années particulières (une humide et une sèche) ont été élaborés pour chaque cours d'eau étudié (figure 83). Les années ont 1 été retenues sur la base des récurrences des valeurs annuelles des débits et des précipitations, et en fonction de la disponibilité de données de pluies journalières 1 conséquentes. Ainsi, pour illustrer la variabilité des débits journaliers en fonction des pluies journalières, les années hydrologiques ci-après ont été retenues: 1 - sur le Bafing à Makana, l'année 1969-70, avec une pluie moyenne de 1 297 mm et un débit moyen de 370 m3/s correspondant respectivement aux 1 récurrences humides de 5 et 20 ans a été retenue comme humide. L'année hydrologique 1984-85 avec une pluie moyenne de 835 mm, correspondant 1 environ à une récurrence sèche de 60 ans et un débit moyen de 126 m3/s correspondant à un temps de retour de 98 ans a été retenue comme sèche ; 1 - sur le Bakoye à Oualia, l'année 1964- 65, avec une pluie moyenne de 919 mm et un débit moyen de 245 m3/s correspondant respectivement aux récurrences 1 humides de 8 et 37 ans est retenue comme année humide ; tandis que 1983- 84, avec une pluie moyenne de 588 mm et un débit de 13,3 m3/s, avec un 1 temps de retour de 112 ans est retenue comme sèche ; - sur la Falémé à Gourbassi, l'année 1965-66 a été retenue comme humide, 1 avec une pluie de 1 235 mm correspondant à une récurrence de 75 ans et un débit de 196 m3/s correspondant à une récurrence de 22 ans ; tandis-que 1 l'année 1983-84, avec une pluie moyenne de 542 mm et un débit moyen de 20 m3/s, correspondant respectivement aux récurrences sèches de 100 et 112 ans 1 est retenue comme sèche; 1 260 1 1 1 - sur le Sénégal à Bakel, l'année 1967-68 est retenue comme humide, avec une 1 pluie moyenne de 903 mm et un débit moyen de 1 044 m3/s correspondant respectivement aux récurrences humides 148 et 17 ans; tandis-que l'année 1 1984-85, avec une pluie moyenne de 250 mm et un débit de 230 m3/s correspondant à une période de retour de 100 ans a été retenue comme 1 l'année sèche. 2000 Bafins Makana 1800

1 1600

1400 1 i 1200 1000

t 800 ~ 1 600 400 1 200

1 - - • Année sèche (1984-85)

2500 ~------~ 1 Oualia 2000 ------

1 1500 ------1 1

1 !--Année humide (1964-65) - - - · Année sèche (1983-84) ! 1 1 1 1 1 261 1 1 1

Gourbassi 1 1600 ------1400 ------~"' 'â 1200 1 ""' t 1: 1 :i â 600 400

1 200 .. ,,,,~ ..... o-l-...... --.-~~~~c...:;....:...:;...:..-,--,-_:_,_:·~-;..,,.....,...... ,...:::.:;:::::;:::::::;=::;=:,;,=,,,,_.,....-,-...,...... ,...... --,---,J 1 1 J t l ~ ~ 1 1 i ' • ~ ~ ~ 5 • • ~ l 1 1 m i ~ 1 - ~ N ~ ~ S ~ ~ ~ : ~ N ~ ~ ~ ~ = ~ ~ ~ ~ ~ : ~ - 1 1 --Année humde (1965-66) - - - · Année sèche (1~) 1

Balœl 1 5000 ------1 11 1 1000 0 . . 1 ~ 1 1 ! I 1 J ! l f l 1 J J ! ~ ~ J } ~ ! J ! 1 ~ j 1 1 --Annéehumide(l967-68) - • ·Année sèche(l984-85) 1 1 Figure 74: Comparaison de hydrogrammes des années humides et sèches L'examen de ces graphiques montre une évolution similaire des débits 1 journaliers. Aussi, nous analysons, à titre d'illustration, la relation averses - débits journaliers sur le Bafing à Makana où l'année hydrologique 1969-70 est considérée 1 comme humide. Les débits journaliers ont passé de 291 m3/s le 7 juillet à 452 m3/s le 1O juillet 1969. Ce pic est lié à une manifestation pluvieuse survenue le 9 juillet, et qui 1 a couvert, outre Sagabari, épicentre de l'averse avec 48,3mm, les localités de Bafing Makana (34 mm) et Kita (25,4mm). Il est consécutif à une hausse des écoulements 1 soutenue par les cumuls pluviométriques enregistrés au cours de la première semaine du mois de juillet à Siguiri (77mm), Sagabari (69,7 mm), Makana (67,5mm) et Kita (50 1 mm). Le mois d'août a connu la variabilité des débits journaliers la plus marquée avec 1 262 1 ------

Débits (m3/s) Débits (m3/s) Débits (piJ/s)

0 ~ ~ § 0 s 8 i 8 ~ 8 8 8 8 0 8 § i ~ ~ Ol/OS/19831 1 1 1 1 1 1 Ol/OS/1984~ 1 1 1 1 1 ai lS/OS/198 lS/OS/198

29/0S/1981' ! j j j j 4 12/06/198 cc·"Tl iC 1 10/07/198 ...... ~ i ~ 0 ::::, en 0:, "Oc ar i ; J 6. (1). i C" i f i f ~ œ, ~ ~00 f V, ! ~::::, (0 ~ 1.\1

::::,~ 1.\1

29/04/19841 ' 1 ' 1 ' 1 ' 1 ' 1 ' 1 u, 0 ~ 0 ~ ~ ~ 0 0 ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ 0 0 ~ ~ ~ 8 ~ ~ 0 N - - Pluies(mm; Auies(,inn; ~ Pluies(mm; 1 1 des débits journaliers qui ont passé de 1 372 m3/s à 1 600 m3/s du 25 au 26 août 1 1969. Ce pic s'explique par une pluie de 57 mm enregistrés le 25 août à Makana qui a également concerné les localités de Kita (51,2 mm), Sagabari (51,4 mm). Il fait suite à 1 une hausse des écoulements soutenue par les cumuls pluviométriques enregistrés au cours de la période du 17 au 24 août pendant laquelle les manifestations pluvieuses 1 étaient quasi quotidiennes à Siguiri (149 mm), Sagabari (113,8 mm), à Makana (95 mm) et Kita (62,3). C'est en septembre que les fluctuations sont plus nombreuses. Du 1 3 au 5 septembre 1969, les débits journaliers ont chuté de 1 976 m3/s à 1 334 m3/s. Cette baisse est attribuée à la faiblesse des hauteurs d'eau enregistrées à Makana (7 1 mm) pendant ces trois jours. Ce phénomène s'est répété, avec des pics de moins en moins importants du fait de la rareté des pluies, jusqu'en fin octobre. Novembre 1 marque la fin de l'hivernage. Depuis, on assiste à une baisse progressive des débits journaliers, soutenus par les apports amont. 1 L'année hydrologique 1984-85 a été la plus sèche à Makana. Les écoulements ont connu, dans des proportions moindres du fait de la péjoration pluviométrique, une 1 évolution similaire à celle de l'année hydrologique 1969-70. Les débits journaliers sont passés de 89,3 m3/s à 467,8 m3/s du 7 au 13 juillet 1985. Ce pic est dû à une pluie de 1 18,5 mm (19,3 % du total mensuel) enregistrée à Makana. Il est consécutif à une hausse des écoulements soutenue par les cumuls pluviométriques enregistrés au 1 cours de la période du 7 au 12 juillet à Makana (73,3 mm), Siguiri (51,7 mm) et Kita (10 mm). La faiblesse de ces cumuls ajoutée à la rareté des manifestations 1 pluvieuses (deux pluies à Makana) durant le reste du mois de juillet explique l'absence de crue notable. Le déficit pluviométrique s'est poursuivi durant le reste de Il l'hivernage. La seule averse qui a couvert les localités de la zone a été enregistrée le / 23 août 1985 avec 36mm à Siguiri, 60 mm à Makana, 4,6 mm à Kita n'a pu engendrer 111 un pic. Le plus fort débit journalier 507 m3/s a été enregistré le 4 octobre 1985 ; il est

• 1 Il plutôt consécutif aux cumuls des précipitations sur la période du 28 septembre au 3 octobre à Makana (50,2 mm), Siguiri (63,7mm) et Kita 42,7 mm. La relation averse - crue a été beaucoup plus mise en évidence par la 1/ sécheresse qui sévit dans la région depuis la péjoration pluviométrique intervenue au début des années 1970. Les hydrogrammes se présentent comme des pics 1 successifs entrecoupés de périodes de faible écoulement avec un débit de base mal 1 soutenu (figure 84). Les écoulements ne sont plus pérennes sur le Bakoye et la li 264 11 1 1 Falémé. Même le Sénégal n'était pas épargné par ce phénomène avant la mise en 1 service du barrage de Manantali en 1987. 1: Un constat similaire a été fait sur le bassin de la Casamance (DACOSTA, 1989).

1 1\ 11 li

1 1 1 1 1 1 11 1 1

1 1

1 1 1 1 1 265 1 Bakel

}

8000 • L 2C

7(XX) 1 1 3(

-u, (,()()() 1 : 4(

("'I --- 1 6 ' ';;;' 5

:Ë 1 •U 1 Cl 400) Î ' 6(

3000 .. ! 7(

1 2(XX) : l 8(

}(XX) ~

0 -- 1 -- ·--- l 1( Ol/Ol/fi4 01/01/65 01/01/66 01/01/67 01/01/68 01/01/69 01/01/70 01/01/71 01/01/72 01/01/73 01/01/74 01/01/75 01/01/76 01/01/77 01/01/78 01/01/79 01/01/80 01/01/81 01/01/82 01/01/83 01/01/84 Date

Figure 76: Evolution interannuelle de la relation pluies-débits à l'échelle journalière sur le fleuve Sénégal à Bakel

266 ------il Il1 XIX.LESFORMESEXTREMESDEVECOULEMENT. 1 Après l'analyse de la variabilité des écoulements aux échelles annuelles, mensuelles et journalières, objets des précédentes sections, il apparaît nécessaire d'examiner les 1 formes extrêmes de ces écoulements, ce d'autant plus que leur connaissance permet de 11 pallier les risques et défaillances liés aux variabilités inhérentes aux écoulements . XIX.1 . Débits caractéristiques classés. 1 Le classement des débits moyens journaliers, du plus fort au plus faible, a permis de dégager dans les tableaux pour chaque station retenue, les débits caractéristiques 1 classés qui rassemblent les valeurs ci-après. Signalons que pour le Sénégal, les débits caractéristiques sont calculés sur deux périodes : avant et après barrage pour mettre en 1 évidence l'influence de Manantali sur le régime des hautes eaux et des débits d'étiages dans la vallée aval. Il s'agit des débits définis ci-après:

111 - Le débit journalier minimal ou étiage absolu de l'année hydrologique que nous notons DMIN. C'est le débit caractéristique de 365 jours; ! 1 - Le débit caractéristique d'étiage (DCE) qui est le débit non dépassé pendant 10 jours de l'année; 1 - Les débits caractéristiques DC1, DC3, DC6, qui sont les débits respectivement non dépassés pendant 1 mois, 3 mois et 6 mois. Le DC6 est aussi le débit médian que 1 nous notons médiane ; Les débits caractéristiques DC 11 et DC9 : débits respectivement atteints ou 1 dépassés pendant 1 mois et 3 mois ; 1 - Le débit maximum journalier de l'année noté DMAX; - Le DCC (débit caractéristique de crue) qui est l'indication du débit atteint ou 1 dépassé pendant 1O jours de l'année. La moyenne et les quartiles pour chaque variable ont été synthétisés dans les 1 tableaux. 47 et 48. La figure 85 compare les débits caractéristiques des différents sous bassins. Sur le Sénégal, les débits caractéristiques sont calculés sur deux périodes : 1 avant et après barrage pour mettre en évidence l'influence de Manantali sur le régime des hautes eaux et des débits d'étiages dans la vallée aval. Ainsi, on peut noter que : 1 • les crues maximales : ne dépassent pas 2 500m3/s sur le Bafing; elles sont estimées à 2 428 m3/s à la station de Makana et 2 458 m3/s à la station de Dakka 1 Saïdou. Les crues médianes sont respectivement de 1 454 et 1 138 m3/s. On note 1 267 1 1 1/ une variation importante des crues maximales puisque les crues minimales 1 observées sont de 509 m3/s à Dakka Saïdou et 51 O m3/s à Makana. Sur le Bakoye à Oualia, la crue maximale vaut 2 468 m3/s; la crue médiane est estimée à 934 1 m3/s tandis que le minimum est 156 m3/s. Sur la Falémé, une crue exceptionnelle de 3 11 O m3/s a été enregistrée à Kidira alors qu'à Gourbassi, la crue maximale est 1 de 1 947 m3/s. Les crues médianes observées à ces deux stations sont respectivement 932 et 780 m3/s. Les deux stations enregistrent le même minimum 1 (151 m3/s). Sur le Sénégal à Bakel, la crue maximale ne varie pas au cours des deux périodes, avant et après barrage, avec 7 546 m3/s. La crue médiane varie de 1 3 643 m3/s à 3 129 m3/s. Les minima sont respectivement de 911 m3/s et 827 m3/s. - les DC6 médians : sur le Bafing les débits médians sont fournis. Ils varient entre 1 115 m3/s et 29 m3/s pour une valeur médiane de 46 m3/s à Dakka Saïdou. A Makana, ces valeurs sont plus importantes et sont respectivement de 14 m3/s ; 8 1 m3/s ; 73 m3/s et 34 m3/s. Sur le Bakoye à Oualia, les débits médians varient de 62 m3/s à O avec une médiane de 5,8 m3/s. Sur la Falémé, les débits médians varient 1 1 de 46 m3/s à 1 m3/s pour une médiane de 8 m3/s à Gourbassi. Ces valeurs sont respectivement de 54 m3/s ; 2 m3/s et 9 m3/s à Kidira. Pour les stations de Bafing 1 ' Makana et Dakka Saïdou, les DC6 médians sont plus fournis mais les mêmes constats sont valables pour les DCE10 et DMIN. 1 Les valeurs caractéristiques que sont le DMIN (étiage absolu) et le DMAX (le débit journalier de crue) feront l'objet d'une analyse particulière du fait qu'elles caractérisent le 1 régime. 1 1 1 1 1 1 1 268

1 i 1 1

1 1 Tableau XXXVII: débits caradéristiques (m 3/s) aux stations du Bafing et< Bafing 1 Dakka Saïdou DMAX DCC 10j DCC 20j DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 1194 943 844 758 548 335 181 95 56 37.3 25.5 18.5 Max 2458 1577 1423 1351 1051 657 328 187 115 77.7 53.5 32.6 1 01 (75%) 1352 1024 930 829 638 408 219 117 66 40.2 28.5 20.5 Médiane 1138 904 817 737 522 308 169 84 46 33.9 23.6 18.5 03 (25%) 1024 804 743 653 463 249 131 66 39 28.0 20.0 14.3 1 Min 509 401 383 352 235 151 88 47 29 18.7 12.4 7.8 Bafing Makana DMAX DCC 10j DCC 20j DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 1495 1096 951 845 591 358 205 121 77 51.2 31.8 17.8 1 Max 2428 2074 1934 1822 1494 794 395 243 148 95.7 71.7 40.1 01 (75%) 1897 1317 1096 986 671 431 228 143 89 60.7 38.5 23.3 Médiane 1454 1027 873 768 535 319 197 109 73 48.3 32.1 15.9 1 03 (25%) 1150 850 748 667 472 272 163 92 57 39.6 21.5 10.5 Min 510 438 420 387 260 184 108 63 34 20.51 8.65 2.51 Falémé 1 Gourbassi DMAX DCC 10i DCC 20i DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 895 656 505 413 236 111 52 26 13 6.9 3.3 1.3 Max 1947 1483 1036 867 651 278 137 81 46 29.3 17.5 8.4 1 01 (75%) 1221 886 717 614 328 168 84 38 21 10.6 4.4 1.4 Médiane 780 572 468 340 190 85 40 19 8 2.8 0.9 0.4 03 (25%) 617 371 296 227 126 60 23 10 4 1.1 0.5 0.0 1 Min 151 117 103 92 42 26 10 4 1 0.2 0.0 0.0 Kidira DMAX DCC_10j DCC_20j DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 1208 893 680 532 282 128 59 29 15 8.4 4.1 1.8 1 Max 3110 2470 1780 1120 856 304 149 92 54 35.3 17.2 10.0 01 (75%) 1737 1240 984 796 404 190 89 42 22 11.3 5.8 2.7 Médiane 932 679 538 454 221 99 44 19 9 4.7 1.9 0.6 1 03 (25%) 726 455 336 289 146 71 27 11 5 2.2 1.0 0.0 Min 152 128 101 86 49 31 11 5 2 0.7 0.0 0.0 1 1 1 1 1 1 '1 1 1 1 1

Tableau XXXVIII: débits caractéristiques (m3/s) aux stations du Bakoye e 1 Bakoye Oualia DMAX DCC 10i DCC 20i DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 1019 703 561 465 270 126 59 28 14.5 8.0 4.2 1.6 1 Max 2468 1657 1216 1078 718 320 187 95 61.9 45.7 26.1 15.4 Q1 (75%) 1393 1037 919 709 386 185 84 44 24.0 11.4 6.3 2.1 Médiane 934 649 459 377 212 100 43 17 5.8 1.9 0.5 0.0 1 Q3 (25%) 534 363 271 213 120 60 28 8 1.7 0.4 0.0 0.0 Min 156 77 65 56 36 19 8 1 0.0 0.0 0.0 0.0 Sénégal 1 Bakel avant barraae DMAX DCC 10i DCC 20i DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 4057 3420 2789 2377 1529 828 459 287 189 124.2 76.1 40.5 Max 7546 6269 5428 4561 3360 1458 826 540 392 268.5 188.4 126.1 1 Q1 (75%) 5509 4708 3942 3248 1994 1064 592 399 259 187.9 118.5 68.7 Médiane 3643 3312 2622 2398 1445 919 487 296 183 111.7 71.6 33.0 Q3 (25%) 2578 1987 1650 1422 909 499 287 187 109 65.7 23.5 6.3 1 Min 911 864 800 773 558 224 132 86 38.9 11.6 5.3 0.6 Bakel après barraae DMAX DCC 10j DCC 20j DC1 DC2 DC3 DC4 DC5 Médiane DC7 DC8 DC9 Moyennes 3540 2961 2418 2019 1276 719 434 282 200 146.0 105.1 76.6 1 Max 7546 6269 5428 4561 3360 1458 1058 745 428 330.0 246.1 230.8 Q1 (75%) 4732 3883 2985 2685 1716 1005 572 365 262 208.8 154.4 117.5 Médiane 3129 2513 1871 1714 1021 617 367 269 217 151.9 109.1 68.2 1 Q3 (25%) 2323 1849 1563 1231 712 444 286 182 121 77.7 45.5 20.9 Min 827 749 713 607 407 224 132 86 38.9 11.6 5.3 0.6 1 1 1 1/ li

1 1 1/ 1 1 1 11 --ii-----

1 ! 1 300(),------, 300) ,------Bafing Makana 1967-2010 1 2500 ------1 2000

1000 1 JOO) ..... 500 500 --0--.. ------...... - ·o-- . -o- - .. "'0-. • .... o_J__~----.~--,--r-~.---:-_;_~~~~~;;.;&;;ilijlalil!.....,+-,_....,....~--,..-~ '°'··-.:.~~ 1 O+--r---,c--,---r----.---,--- DMAX OCC_20j DC2 DC4 MMimo DC8 DCIO DCE_20j DMIN DMAX 00::_~ DC2 1 ---o--Max --o-- Min --.!,-Ql(75%) Q!(25%) ---o--Max --o--Min 3000,------~ ~,------Oœlia 1958-2010 1 2SOO Kilira 1961-2010 3000 ------1 2500 1 1 DCC_~ DC2 DC4 Médiane DC8 DCIO DCE_~ DMIN DMAX 00::_2Qj DC2 l --o-Max ~Ql(7S%) -• •Médiane QJ(:!5%) --~- Min 1 1 i------0- Max-+- 1 1 1 1 1 1 1 1 1 li 1 1 Il Balœl aJris barrage ! 6000 1\ ..... " li ...... 1000 ~ --,-.... - .: ':.: ··-.. ------0 DMAX OCC_2Qj DCZ 004 DC2 DC4 Médiane DC8 DCIO DŒ_~ DMIN 1 i-o-- Max _,,_QI (75%) • 1--Max ---QI (7S%) -• -Médiane Q3(2S%)--o-- Mini 1 Kayes avant barrage kayes a 7SOO

1 ~ 6))() ....~ ';' 4SOO 1 :ë ë 300)

ISOO --·-- °';;; -• ------1 .... .,. o.l-~~----~---·~·~_::__·-~-~-o~-~--:-~~~"":-~.:~...[-~~~-~-~~~mli:aiïii:®iiijajl~~-;;;.;;8;;;;;;;.;;l\;:;;;;;&;~~;;:il:;;:a:S--J DMAX DCC_2Qj IlC2 DC4 DMAX DCC_lq DC'l IlC4 Médiane DC8 DCIO DCE_lq DMIN 1 -<>--Max --f,---QJ (75%) -• • Médiane Q3 (25%) - . 0--. Min 1 --<>-Max -ir-Ql(75%) 1 Figure 85 : quantile des débits caractéristiques des différents sous t 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

XIX.2 Les crues et étiages. 1 L'étude des étiages et des crues a été faite sur la base des valeurs annuelles maximales et minimales des écoulements sur la période 1904-2010. Toutefois, comme l'a 1 souligné O. Dione (1996), la genèse et la définition des crues et des étiages révèlent des 1 ambiguïtés qui nécessitent un rappel du vocabulaire. En domaine tempéré, les crues peuvent intervenir à un moment où les précipitations 1 qui alimentent l'écoulement sont absentes : crues de fonte de neige sur le Rhône. Ainsi, certains auteurs considèrent la crue comme le débit correspondant à un 1 certain multiple du module annuel. Pour d'autres, les crues sont des débits de fréquences ou de probabilité faible de 1 à 5 %, ou alors le plus fort débit observé dans l'année. La 1 crue et les hautes eaux diffèrent par leur fréquence, leur durée et les valeurs de débits 1 écoulés (R. Frécaut, 1974). Enfin, pour certains, les crues riment avec les débits li instantanés. Le terme étiage recouvre lui aussi des notions assez disparates. Ainsi, les étiages 1 peuvent se ranger en deux catégories correspondant à deux conceptk>ns du phénomène. Par symétrie à la notion de crue, l'étiage est considéré comme un phénomène extrême. 1 Certains auteurs considèrent ainsi que "les crues et les étiages sont des phénomènes exceptionnels et non annuels" (R. Frécaut, 1974 ; 1982). 1 La deuxième approche conçoit l'étiage comme une notion relative à la demande en eau, et caractérisée par une défaillance possible des débits par rapport aux besoins. Mais 1 quelle que soit la conception retenue, la notion d'étiage se rapporte à terme, soit aux 1 projets d'aménagements hydrauliques, soit à la gestion de ces ouvrages. L'étiage peut se 1 situer au moment où l'alimentation des cours d'eau, si elle est solide, est la plus forte (Larve, Rhône-Suisse, etc). 1 En domaine tropical; ces définitions se compliquent du fait que les crues et les étiages interviennent respectivement durant la période normale des hautes eaux et des 1 basses eaux d'où l'assimilation entre crues et hautes eaux d'une part, et étiages et basses eaux d'autre part. 1 On retient avec A. A. Sow, (1984) que si les crues et les étiages en milieu tropical

1 sont des formes extrêmes de l'écoulement des cours d'eau, leur importance et leur

1 1 conception sont fortement liées à leurs fréquences (maximales et minimales) d'une partie 1 à l'autre du bassin versant. 1 273 1 11 1 xix.2.1 Les crues. 1 L'étude des débits mensuels et journaliers a montré que les crues sont liées à une alimentation soutenue et durable dans le temps. Leurs apparitions dans le haut bassin 11 sont liées aux conditions climatiques favorables qui prévalent durant la saison des pluies. En effet, les crues surviennent ainsi au cœur de la saison des pluies période pendant 1 laquelle les conditions favorables aux écoulements sont réunies. Les valeurs de températures, d'évaporation et de transpiration sont minimales, les précipitations sont 1 maximales, le sol et l'air sont saturés d'humidité. Ces conditions sont autant de facteurs qui favorisent la montée des eaux et le déclenchement de la crue. 1 XIX.2.1.1 L'évolution interannuelle des crues. Elle est analysée à travers les paramètres statistiques comme le coefficient de 1 variation ou d'immodération interannuelle donnée par le rapport des crues extrêmes. Cette variabilité des crues est aussi appréhendée à partir des fluctuations des volumes 1 d'eau écoulés ou du coefficient de puissance de crue (A) obtenu par le rapport de la crue annuelle sur la racine carrée du bassin versant. 1 T a bl eau XXXIX : cara clé n"sti tQues mo tennes d es crues sur 1a p,é. no d e 1904- 2010 Crue moyenne Volume de Coefficient de Coefficient de Coefficient 1 Stations (m3/s) crue (m3/an) variation puissance d'immodération Oakka Saïdou 1 297.5 9.88E+09 0.31 10.35 6.26 Bafing Makana 1 660.4 1.26E+10 0.36 11.46 5.05 1 Gourbassi 961.9 7.32E+09 0.40 7.36 12.9 Kidira 1 285.5 9.79E+09 0.51 7.56 20.45 Oualia 1 075.7 8.19E+09 0.46 3.70 15.82 Kayes 3 029.1 2.31E+10 0.41 7.64 11.95 1 Bakel 4161.0 3.17E+10 0.42 8.91 9.19 1 L'observation du tableau 49 montre qu'à l'échelle spatiale, les crues varient énormément d'un cours d'eau à l'autre en fonction de l'abondance de chaque année. 1 Elles sont aussi plus fortes d'amont en aval du fait de l'augmentation de la superficie des bassins et des lames écoulées. 1 La crue moyenne la plus forte revient à la station de Bakel avec 4 161 m3/s, soit un volume écoulé de 3, 17 1010 m3 par an. La station de Gourbassi sur la Falémé enregistre 1 la crue moyenne la plus faible de la période avec 970 m3/s, soit, un volume écoulé de 7.32 109 m3 par an. 1 Les figures 86 illustrent l'évolution des crues annuelles au niveau des principales stations du haut bassin. La moyenne mobile quinquennale permet de distinguer les 1 périodes de fortes crues des périodes de faibles crues. On note une évolution similaire à 1 274 1 Dakka Sailou Oualii 3000 3000

2500 ~ .. 2000 20'.X) ;;; 1500 ~ 1500 El El 1000 lŒXl

500 sœ

0 0 lk ~ :!:' b, ~ b, ~ b, ~ À' ,s-Q\ ~ ~ .L\b, .L\q b, ~ lk !li ..lk !li ~~*:!:i~~~~~~À'~~~~~~~~~..lk~ ~~~~~~~~~~~-~-~~~-~-~~~~~~* ~-,~~ ~ ~ ~ ~-~ ~ ~ ~-~ ,~~~-~-~ ~ ~·~·~~~~

1-erueannuelle -·-Moyenne-Moy.mobile surSpér.(Crueannuelle) J 1-0ue annuelle - , - Moyenne -Moy. ~bile sur 5-pér. (Cnle annuelle) 1

Kidira Bakel

3SOO~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~--. 9000~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~--,

3000 8

0-1--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~....-J ow;-;;:;.~~===-====Jlk ~*::-.q b, ~ b, ~ b, ~,s-b. ~ ~ ~C\b, ~~~q i....q lk ~ ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ ~~~~~~~~~~~-~~~~$~~~~#~

1-Crueannuelle -·-Moyenne ....,._Moy.lDlbilesurSpér.(Crue annuelle)! 1-0ue annuelle - ·-Moyenne-Moy. llllbile surs pér. (Cnle annuelle) 1

Figure 77: Evolution des crues annuelles et des moyennes mobiles quinquennales dans le haut bassin pour la période 1904-2010

275 ------Dakka Saioou Oualia

~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

:t======~--=7 20 .....,· 6 é-, Ji s ~ 15 .., .., !1, 4 g < 3--- < 10 2

O+--.---,...--.--..~...---.-----.-~-r-~---r~-,--,---,...--.--..~...---.-----.-~-r-~---r-"

O+---.--.---,-~.---,--.--.---,-~.---.-~-r--.~.---.-~-r--.~.---.---.--' ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ ~~~ ~ ~·~ ~-~ ~-~-~ ~ ~~~-~- ~ ~ ~·~-~~~~ ~~~~~~~~~~#~~~~~~~~~~~

1-A - •Moyenne] FA --- •Moyenne 1

Kma Bakel 20~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ :r1;:=~~~~==-~~=-~~~~~~~~- 18 1 16 ... 14 N 14 ...a 12 é-," ;;; 10 a 12 a ~.., 10 ::; 8 -J\fi+A;-;.-.-~f°• !1, 6 <

O-+---.--.---.~-r--.--.---,-~..--.--,-~~.---.-~----.----,...--,---.--,---,~..-,

"- !,'I\ ~ ::,..0\ "- f'I "- !l'i -~ -~ h'°' hO\ -""' _..._Qi ..!\'>, r-,..0\ ~ ',,,,O\ -A'>, AO\ "- !,'I\ o+-~~--,--.---,-~-r--.-.--~~--,--~~~~--,--~~~_....., ~~~~~~~~~-~-~~~~~-~~~~·~·~~ ~-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ {'!"{'!"~ ~ ~·~·~-~-,~~-~ ~-~~~-~-~~-~~·~~~~

1-A - •Moyenne 1 1-A- •Moyenn:;J

Figure 78 : évolution interannuelle des puissances de crue dans le haut bassin pour la période 1904-201 O

276 ------~--,------1 1 ' celle décrite plus haut des débits annuels. Les périodes de fortes crues alternent avec les 1 périodes de faibles crues. La dernière période déficitaire entamée depuis le début des i années soixante dix se poursuit malgré une légère reprise des écoulements observée au li milieu des années quatre vingt dix. La distribution interannuelle des crues peut ainsi être très irrégulière comme l'indique

1 également perçue à travers les valeurs moyennes du coefficient de puissance de crue 1 i (tableau 49). L'observation des valeurs annuelles montre que certaines années

i connaissent des crues exceptionnelles. C'est le cas de Gourbassi sur la Falémé où les plus fortes crues sont notées en 1964, 1961 et 1954 sont respectivement de 1 947, 1 821 1 1 et 1 730 m3/s et correspondent à des coefficients de puissance de crues de 14,89 en 1964; 13,92 en 1961 et 13,22 en 1954. Cependant, à partir des moyennes de la période de l'étude, on peut retenir que les crues dans le haut bassin sont toutes de puissances très médiocres à médiocres suivant la référence de M. Pardé, A. Coutagne, et A. Myer, (1968). En effet, selon cette classification, une crue est considérée comme moyenne à médiocre dès que son coefficient de crue est inférieur à 60. L'examen des puissances de crue montre que c'est sur le Bafing à Dakka Saïdou

/ qu'on enregistre la plus grande moyenne avec 10,35 ; alors que le Bakoye à Oualia li enregistre la plus faible moyenne (3,66). Sur la Falémé à Kidira et le Sénégal à Bakel, les 1 moyennes sont respectivement de 7,56 et 8,91 (figure 87). L'irrégularité interannuelle des 1: crues montre aussi une atténuation des hautes eaux lors des années à faible écoulement. La persistance de ce phénomène depuis 1968 affecte la puissance des crues dans le 1 haut bassin. Cependant, suite à la reprise des écoulements depuis la moitié des années 1990, on observe quelques années dont la puissance de crue est légèrement supérieure 1 à la moyenne. L'année 1913 qui était retenue dans les chroniques hydrologiques comme celle de la plus faible crue du Sénégal à Bakel (978 m3/s), soit un coefficient de puissance 1/ de 2,09 est légèrement supérieur à la crue de 1984. Au cours de cette année, le Sénégal à Bakel a connu une crue de 914 m3/s correspondant à une puissance très médiocre li (1,96). i 1! li 277 11 1:

1 Ce constat est valable aussi pour le bassin supérieur du Niger où les coefficients de 11 puissance de crue même pour les années exceptionnelles sont très en dessous de la crue moyenne fixée par M. Pardé, (1968). 1 XIX.2.2 Les étiages. 1 L'étude des écoulements de base, qui conduit, par l'analyse des courbes de tarissement, à la connaissance des basses eaux et, dans certains cas, à une possible prévision des étiages, est riche d'enseignements sur le comportement physique de grandes entités hydrologiques. Cependant, la séparation des écoulements n'est guère 1 li possible pour un grand cours d'eau et seule l'analyse du tarissement principal, à la décrue de l'hydrogramme annuel après transferts des derniers écoulements superficiels, peut 1 rendre compte de l'importance des volumes restitués par les nappes du bassin Olivry (1996). 1 XIX.2.2.1 Analyse du tarissement. Pour les cours d'eau tropicaux, après transfert des écoulements rapides 1 (ruissellements), on observe à partir d'un certain stade de la décrue de l'hydrogramme 1 : ::~=~:à ~;:eceoù~ul~~:;es d:b:P;: ::::estan:s::· ,~:: ' contribution à l'écoulement des cours d'eau de la région. Cette décroissance des débits l

I 1 suit une loi exponentielle classique :

- k (t--t ) Q o e , 0 (1) Où: 01: débit à l'instant t donné; débit initial (débit au début du tarissement) ; 1 1 Oo: t et to exprimés en jours ; K : coefficient de tarissement de Maillet. 1 1

, Le coefficient de tarissement, pris comme une caractéristique du bassin permet d'évaluer le stock en eau disponible dans les réserves souterraines, suivant un temps déterminé qui 1 correspond à un débit quelconque. Il existe trois méthodes possibles pour déterminer le 1 coefficient de tarissement, toutes inspirées du modèle de Maillet : la méthode de Maillet, 1 le modèle de Maillet amélioré par Castany et la résolution dichotomique (Savané et al,

1 1 2003).

1 278 1 11 1 Le logiciel Hydraccess nous a permis de déterminer les composantes de la relation ( 1) ; et 1 par la suite, les volumes mobilisés durant la phase de tarissement ont été déterminés, sur la base de la loi de Maillet. Celle-ci a pour modèle un seul réservoir. Deux cas sont à 1 considérer: l'ensemble de l'aquifère est soit traité comme un seul réservoir, soit comme la somme de plusieurs réservoirs. En régime non influencé on estime que la courbe 1 annuelle de tarissement exprime la vidange successive du ou des réservoirs souterrain( s) et que la quantité d'eau récupérée à la station de jaugeage correspond aux volumes 1 dynamiques mobilisés par l'ensemble des aquifères du bassin. Le volume V peut être évalué sur la courbe de tarissement par la méthode des trapèzes (mathématiquement, V 1 correspond à la surface délimitée par l'axe des abscisses et la courbe de tarissement). L'expression du volume écoulé en m3 à chaque instant est donnée par :

t V = f Q o e - kt dt (2) 1 0 L'intégration de la formule (2) de zéro à + l'infini donne le volume mobilisé par l'ensemble 1 des aquifères du bassin versant, soit : +oo Qo l1 Vmobilisé f Q o e - kt dt -k- (3) 0 1 Oo est exprimé en m3/s et k étant calculé en jours-1, Oo est multiplié par 86 400 (nombre

1 de secondes par jour) pour la compatibilité des unités. 1 Dans cette expression, le terme e-kt n'étant pas toujours négligeable, la résolution de l'équation qui prend en compte ce facteur est une garantie de précision (Savané et al, 1 2003). Les résultats sont reportés en annexes IX. Les coefficients de tarissement évoluent ! comme suit: les plus faibles variations ont été notées sur la Falémé à Gourbassi avec un 1 coefficient de variation de 0.09 pour des valeurs qui ont fluctué entre 0.028 et 0.020 f 1 1 correspondant à une moyenne de 0.023 f . Le Bafing à Dakka Saîdou détient la seconde 1 place en termes de stabilité des coefficients de tarissement avec un coefficient de variation de 0.12, les valeurs ont varié entre 0.020 et 0.013 f1. avec une moyenne de 1 0.016 r1. A Oualia sur le Bakoye, avec un coefficient de variation de 0.17, les coefficients 1 1 de tarissement ont fluctué entre 0.038 et 0.022 f , avec une moyenne de 0.029 f . C'est

1 1 sur le Sénégal à Bakel que les coefficients de tarissement ont le plus varié. Ils ont fluctué 1 1 1 entre 0.031 et 0.015 f , avec une moyenne de 0.022 f , pour un coefficient de variation de 1 0.22. 1 279 1 Il 1 La figure 88 illustre l'évolution des coefficients de tarissement sur le Bafing à Dakka 1\ Saïdou, le Bakoye à Oualia, la Falémé à Gourbassi et sur le Sénégal à Bakel, avant la mise en service du barrage de Manantali. On observe sur tous les cours une relative 1 stabilité voire une légère baisse, notamment à Dakka Saïdou, des coefficients de tarissement avant les années 1980. Les plus faibles coefficients de tarissement ont été 1 enregistrés pendant cette période. Ensuite les valeurs ont progressivement augmenté jusqu'au début des années 1990 ; c'est au cours de cette période que les fortes valeurs 1 sont enregistrées. Depuis le début des 1990, on observe une légère baisse des coefficients ; les valeurs restent cependant supérieures à celles enregistrées avant les années 1980. Des résultats similaires ont été observés sur cinq sous-bassins du Niger 111 par Mahé et al (1997) où l'augmentation des coefficients de tarissement a commencé en 1\ 1969 et à la station de Flampleu sur le fleuve Cavally à l'ouest de la Côte d'Ivoire par 1 SAVANE et al (2001) où les coefficients de tarissement connaissent une augmentation a 1\ partir de 1983. 1 1 0.0400 ë 0.0350 QI i 0.0300

1 ~= 0.0250 -8 ë 0.0200 1 ~ ,~~~~IQ.C ~ 0.0150 8 0.0100

1 0.0050

0.0000-+-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~...... ----1 1 1 ~ ; ; ; i 1 1 1 ~ ~ i ~ i , i t 1 1 1 i I m m ~ ~ ~ ~ ~ 1 -o-Dakka Saîdou -+-Gowbassi --<>-Bakel -&-Oualia 1 Figure 79: coefficient de tarissement aux principales stations

1 On remarque également que les variations du coefficient de tarissement du haut 1 bassin se rattachent aux périodes caractéristiques du haut bassin : une période à forte hydraulicité qui couvre les années 1950-1969 ; une période de moyenne à faible 1 hydraulicité qui correspond à la décennie 1970-1980 et enfin une période de reprise qui a commencé au début des années 1990 et se poursuit encore. 1 280 1 1 1

1 XIX.2.2.2 Evolution interannuelle des coefficients de tarissement et des volumes des réserves dans les nappes.

1 1 Le tarissement principal, par les volumes qu'il implique et sa représentativité de l'ensemble des aquifères du bassin, constitue une caractéristique importante du régime 1 hydrologique des fleuves soudano-sahéliens (Olivry, 1976). En effet, les variations annuelles des coefficients de tarissement traduisent la fluctuation des aquifères dont le 1 remplissage est tributaire de l'hydraulicité, en régime non influencé. Le coefficient de tarissement est donc corollaire du remplissage d'une année à l'autre de ces aquifères. 1 Les graphiques ci-dessous (figure 89) illustrent l'évolution interannuelle de ces deux paramètres. La vidange des nappes suit une loi de tarissement à décroissance li exponentielle qu'il est d'autant plus facile d'étudier que la saison sèche est bien marquée (Bricquet et a/.,1997) comme c'est le cas dans notre zone d'étude. L'analyse de 1 l'évolution des volumes mobilisés montre qu'ils varient plus ou moins d'une année à l'autre, avec une tendance générale à la baisse jusqu'au début des années 70. Depuis, 1 : les baisses sont plus importantes et les fluctuations sont plus faibles. A la station de Dakka Saïdou, le volume moyen annuel mobilisé par les aquifères au cours de la période 1 3 3 1955-1970 est estimé à 0.577 km contre 0.269 km pour la période 1970-2010, soit une baisse de 53.4%. Une baisse de 63.5% a été enregistrée à Oualia correspondant à des 1 4 4 3 volumes moyens annuels mobilisés de 91 10 km3 et 33 10 km au cours des deux 1

1 i périodes. La plus importante baisse a été observée à station de Gourbassi (67.3%), 4 3 4 3 i correspondant à des volumes moyens annuels mobilisés de 86 10 km et 28,8 10 km . 11 A la station de Bakel, un déficit de 63.8% a été enregistré entre les périodes 1955-1970 et 1 1971-1987. Les volumes transférés à partir des nappes souterraines sont passé de 2.288 ' 3 4 3 li km à 0.828 10 km . Il ressort de ces observations que tous les cours d'eau ont été très affectés par la rupture pluviométrique survenue à la fin des années soixante. En effet, la 1 li sécheresse qui affecte le haut bassin se traduit par un important tarissement des cours d'eau. Si cette baisse des écoulements est vérifiable à la fois dans le temps et dans 1 li l'espace, il n'en demeure pas moins qu'elle s'est considérablement accentuée depuis 1980 et se poursuit toujours, malgré l'amorce d'un retour à des normales pluviométriques 1 observées au début des années 1990. Les coefficients de tarissement de ces dernières années indiquent encore une hydraulicité faible. On évoque un « effet mémoire » des 1 nappes entamées par le cumul des années très déficitaires. A cela s'ajoute une lithologie

I' 281 1 -1 particulièrement défavorable où l'existence d'aquifères est très localisée DIONE (1996). 1 Olivry ( 1997) a également noté ce phénomène sur un nombre très varié de bassins, tels ! que le Chari dans le bassin versant du lac Tchad, la Sangha en Afrique centrale, pour 1 lesquels l'auteur parle « d'hyper- tarissement ». Pour lui, la baisse pluviométrique intervenue en1970 a des effets durables sur les cours d'eau. Malgré la reprise des pluies 1 en 1985-1990, « un effet de mémoire » aurait perturbé les paramètres hydrologiques des grands cours d'eau en Afrique. Selon ce même auteur, cet hyper-tarissement pourrait être 1 consécutif à un rétrécissement des aquifères car, selon la loi de Darcy, le coefficient de 1

1 1\ 1 1\ Il I' 1 1 1

1 1 1 1 1 1 282 1 11 1\ 1 Volume mobilisé (km 3) Volume mobilisé (km ) p p p p p p p p PP PPP .... § § g ~ ~ ~ § ~ § s s s s § s s s Il 1954 -t---t---;----,;1-r--,--.,...,....---;--, 1955 i 1958 1957 Il 1961 1960 1964 1963 1967 1966 1 1970 1969 1973 1972 1976 t 1975 1 1979 ~ 1978 1982 8: 1981 1985 i 1984 1 1988 1987 1991 1990 1994 ,,..t 1993 1 1997 e~ 1996 2000 1999 2003 2002 1 2006 2005 2009 2008

p p p p p p p p 0 0 p g g § § ~ ~ ~ s s 1 g § 0 UI 0 UI Coefficient de tarissement Coefficient de tarissement 1

1952 1 1954 1956 1 1958 1960 1962 1 1964 1966 1968 1 1970 1972 1 1974 1976 1978 1 1980 1982 1 1984 1986 0 p p p p p p 0 0000000000 § § ~ ~ ~ ~ ~ ~ §§~~§~§~~~ 1 Coefficient de tarissement Coefficient de tarissement

N 1 00w 1 ' 1 1 1 tarissement est directement proportionnel à la conductivité hydraulique (perméabilité) 1 et inversement proportionnel aux dimensions de l'aquifère. L'augmentation considérable du coefficient de tarissement dans la période sèche correspond 1 essentiellement à une réduction de l'extension des aquifères et, donc, de la largeur des nappes des bassins versants. Ainsi, la baisse importante du niveau piézométrique 1 est-elle un phénomène général des régions soudano-sahéliennes qui est également signalé en Côte d'Ivoire par SAVANE et al (2001). 1 L'étude des étiages et des coefficients de tarissement permet d'améliorer les Il connaissances sur les écoulements de base, et par la suite, d'affiner le bilan hydrologique des grands hydro systèmes. Cette préoccupation pourrait être l'objet 1 d'une thèse.

1 Conclusion partielle. L'analyse des écoulements du fleuve Sénégal et de ses affluents en amont de 1 Bakel, nous a permis de caractériser la variabilité des débits à différentes échelles spatio-temporelles, sur la base des données recueillies critiquées sur différentes 1 périodes. L'analyse des valeurs annuelles effectuée avec des chroniques de modules annuels sur une période de 106 ans (1904-2010). Les données relatives à la première 1 moitié des séries (de 1904 à la moitié des 1950 selon les stations) sont les débits homogénéisés par l'IRD; les données de la seconde moitié émanent des 1 observations, exceptées quelques valeurs manquantes qui ont été comblées grâce aux corrélations linaires entre stations voisines. Les séries de débits annuels ainsi 1 constituées ont permis d'avoir une perception globale de l'évolution spatio-temporelle des modules d'une part et d'autre part de dégager les paramètres statistiques sur des 1 périodes déterminées par des tests de ruptures. La variabilité saisonnière des écoulements mensuels et journaliers, ainsi que les événements extrêmes ont été 1 analysés sur la base des données observées sur la période 1955-201 O. Un article intitulé « Caractérisation du régime hydrologique du fleuve Sénégal en amont de 1 Bakel » a été publié, en décembre 2013, à la Revue de Géographie du Laboratoire 1 Leïdi (RGLL) de l'Université Gaston Berger de Saint Louis (annexes 1). Ces démarches ont permis de noter : 1 la variabilité des valeurs annuelles d'une année à l'autre. Celle-ci est encore plus exacerbée lors des années extrêmes ; 1 284 1 li 1 une baisse notable des modules interannuels sur tous les cours d'eau. 1 Ainsi, sur le Bafing à Dibia, le module moyen 1904-1969 a baissé de 34% par rapport à celui de 1970-201 O. Cette baisse est plus importante sur les 1 autres cours d'eau (38% sur le Sénégal à Bakel, 53% sur la Falémé à Kidira et 54% sur le Bakoye à Oualia) ; 1 l'influence de la sécheresse sur le régime saisonnier des cours d'eau du haut bassin avec le raccourcissement de la période des hautes eaux et 1 l'apparition d'un écoulement intermittent, conséquence du déficit pluviométrique cumulé et de la recharge insuffisante des nappes 1 souterraines dont les restitutions contribuaient à soutenir les étiages. La conséquence la plus notable d'une telle situation est la réduction des 1 disponibilités en eau de surface. Mais plus importante est la répartition saisonnière de volumes écoulés au cours de l'année et qui doit déterminer toute stratégie de gestion 1 rationnelle de la ressource disponible pour les différents usages. Les graphiques relatifs à l'évolution des débits mensuels (figure 81) montrent que c'est en saison 1 humide, au moment où les cultures ont le moins besoin des eaux fluviales, qu'elles sont les plus abondantes. En revanche, pendant la saison sèche, beaucoup plus 1 longue, les apports deviennent insignifiants. Il apparaît donc un déphasage dans le temps entre disponibilités et besoins. Dès lors, la maîtrise et la gestion rationnelle des 11 ressources en eau disponibles s'imposent comme des solutions adaptées pour 1 atténuer les impacts des aléas climatiques sur l'économie de la région. La réalisation 11 des projets d'aménagements hydroélectriques de l'OMVS (Koukoutamba, Bouréya, 1 Gourbassi) dont les études de faisabilités sont terminées depuis 2012 devrait 1 permettre d'améliorer cette situation. La variabilité des ressources en eau induit aussi la problématique de leur évolution future. La modélisation hydrologique, qui est de nos 1 jours, le moyen dont nous disposons pour apporter des éléments de réponses à cette 1 préoccupation fera l'objet du prochain chapitre.

1 1 1 1 1 285 1 11 1 11 1 1 1 1 11 TROISIEME PARTIE: MODELISATION HYDROCLIMATIQUE 1\ ! 1\ 1\ ! 11 1

1 1

l 11

1 1\ 1 1\ 1\

1 1\ 1 1 1 286 1 1- CHAPITRE I : LA MODELISATION HYDROLOGIQUE 1 L'hydrologie s'attache à évaluer le bilan hydrique c'est-à-dire évaluer les transferts d'eau entre les différents réservoirs de la terre (atmosphère, océans et 1 continents). Elle se différencie des autres disciplines qui traitent du cycle de l'eau (météorologie, climatologie, glaciologie, ... ) par le fait qu'elle se concentre sur la 1 connaissance des processus continentaux (Brutsaert, 2005). De nos jours, des modèles sont de plus en plus utilisés pour résoudre les problématiques qui se posent 1 à l'hydrologie. Dans cette section, nous nous attachons à rappeler quelques aspects du bilan hydrologique, en nous inspirant des travaux de VISCHEL (2006) sur les 1 interactions qui lient les processus de ruissellement et d'infiltration aux conditions de surfaces, avant de nous pencher sur la modélisation pluie-débit, discipline de 1 l'hydrologie, qui s'intéresse à la compréhension et la représentation de la

1 transformation de la pluie en débit à l'échelle du bassin versant. 1\ XX. DEFINITION DU BILAN HYDROLOGIQUE. 1 Le bilan hydrologique est défini comme le« bilan d'eau fondé sur le principe que, pendant un certain intervalle de temps, le total des apports à un bassin versant ou à 1 une formation aquatique doit être égal au total des sorties plus la variation, positive ou négative, du volume d'eau stocké dans le bassin ou la formation» (Glossaire 1 International d'Hydrologie). Le bilan hydrologique se situe donc à l'échelle du bassin versant (quelle que soit 1 sa taille), considéré comme un système fermé, dont on peut résoudre l'équation de base: 1 P=Q+E+liS (1)

1 Où P est la pluie, Q le volume écoulé à l'exutoire, E l'évapotranspiration et llS les 1 variations de contenu en eau du bassin versant.

1 i xx.1 Le bilan hydrologique et sa variabilité. Le bilan est sujet à une forte variabilité spatiale et temporelle : la définition des 1 résolutions spatiales et temporelles de la taille de surfaces et de la durée sur lesquelles sont calculés ces bilans, ainsi que la zone géographique considérée sont 1 autant de fadeurs qui vont déterminer l'importance respedive de chacun des termes 1 287 1 li 1 de l'équation du bilan (1) et la précision avec laquelle on peut espérer la résoudre. A 1 première vue on pourrait penser qu'en résolvant le bilan correctement sur de petites surfaces élémentaires et en les additionnant, on sera capable de calculer un bilan de 1 plus grande échelle de manière correcte. En réalité, plusieurs facteurs rendent cette décision inopérante : 1, i) certains processus ne sont effectifs qu'à certaines échelles intermédiaires ou sur des zones particulières et sont donc mal ou pas du 1 tout pris en compte dans des bilans locaux (par exemple le ruissellement organisé n'apparaît qu'à partir d'un seuil minimum de surface amont 1 drainée, ce seuil variant d'un environnement à l'autre); ii) les mesures disponibles pour établir des bilans à petite échelle sont 1 rares, souvent entachées de fortes erreurs et ne couvrant jamais de manière homogène le domaine d'intérêt de plus grande échelle ; 1 iii) les processus présentant la forte variabilité (donc ceux qui seront la 1 ' source d'erreur dominante) ne sont pas les même selon l'échelle considérée. En cumulant des bilans établis à petite échelle, on va donc cumuler les erreurs liées à une (ou plusieurs) variable (s) critique(s) à 1 l'échelle, alors qu'en considérant cette variable à plus grande échelle, elle 1 jouerait un rôle moins important ou serait connue avec plus de précisions.

1 xx.2 Les échelles de la variabilité hydrologique. Les échelles mises en jeu dans le cycle de l'eau sont de trois ordres 1 essentiellement liés : i) aux processus hydrologiques des surfaces continentales parmi lesquelles le 1 ruissellement et l'infiltration jouent un rôle dominant, ii) au forçage atmosphérique c'est à dire essentiellement le rayonnement, le vent et les 1 précipitations et ; iii) au propre du paysage hydrologique étudié, caractérisé au premier plan par le relief 1 1 et la végétation. Les interactions entre ces trois systèmes d'échelles sont traduites par les processus 1 couramment cités pour décrire le cycle hydrologique (figure 90). 1 1 288 1 11 ! 1 11 évaporation 1 t 1 1 1

li écoulement fluviatile 1 Il Figure Figure 81: Les échelles des processus hydrologiques de la surface continentale. La figure 91 montre que les processus hydrologiques de la surface continentale se 1 produisent à des échelles de temps et d'espace très variables et étendues. 1 I! 1 1 1 1

1 ! 1 m 10 m 100 m 1 km 10 km 100 km 1000 km 10000 km Figure 82: Echelle spatiales et temporelles caractéristiques des processus hydrologiques 1 ! continentaux (D'après Blôschl et Sivapalan 1995) 1 1 289 1 li1 1 L'infiltration est la pénétration des eaux superficielles dans le sol. Elle peut 1 s'opérer à petite échelle (inférieure au mm) dans la zone non saturée à travers les pores du sol par des mécanismes de succion. Elle peut aussi intervenir à des échelles 1 supérieures (de l'ordre du mètre) correspondant à des zones d'écoulement préférentiel fournies par les racines ou les fissures du sol favorisant une infiltration de type 1 gravitaire. L'eau infiltrée peut s'écouler jusque dans le sous sol et s'accumuler dans la zone saturée et éventuellement former des réserves profondes de grande échelle 2 1 (transferts jusqu'à plusieurs années, sur des surfaces étendues de plusieurs km ) définissant les aquifères. 1 L'écoulement hypodermique (ou de subsurface) se produit sur les premiers horizons du sol partiellement ou totalement saturés par l'eau infiltrée ou sur des 1 nappes perchées temporaires. La vidange de ces éléments de subsurface est contrainte par l'opposition entre les mécanismes d'écoulements gravitaires et les 1 mécanismes de rétention du sol. L'écoulement hypodermique s'étend sur une gamme d'échelles spatiales de 10 mètres à quelques kilomètres, pour un transfert temporel de 1 quelques heures à plusieurs jours. Il est donc plus lent que le ruissellement de surface, mais plus rapide que l'écoulement différé des nappes souterraines. 1 L'écoulement souterrain est l'écoulement de l'eau infiltrée qui atteint la nappe phréatique. L'eau va transiter lentement à travers l'aquifère à une vitesse de quelques 1 mètres par jour à quelques millimètres par an, avant de rejoindre le cours d'eau. Le ruissellement est l'écoulement de l'eau à la surface du sol. Les processus de 1 ruissellement sont de deux types : - le ruissellement hortonien : il se produit de façon complémentaire à l'infiltration 1 de l'eau de surface. L'eau issue de la pluie s'infiltre selon les mécanismes décrits précédemment dans la limite fixée par la capacité à infiltrer du sol. Si l'intensité de la 1 pluie est supérieure à la capacité d'infiltration, la partie superficielle du sol se sature et Il l'eau, qui ne peut pas s'infiltrer, ruisselle. - le ruissellement de surfaces saturées intervient lorsque les écoulements hypodermiques réapparaissent à la surface. Le ruissellement provient alors de la pluie 1 qui ruisselle sur ces zones saturées donc imperméables, ainsi que de l'affleurement des eaux de subsurface. Le sol se sature par le bas (du sous sol vers la surface). 1 Les échelles mises en jeu par le ruissellement hortonien dépendent des caractéristiques à fine échelle définies sur les premiers mètres du sol pour un transfert 1 rapide d'échelles temporelles caractéristiques comprises entre quelques secondes et 1 290 1 1 ! 1 une heure. Les échelles caractéristiques du ruissellement de surfaces saturées sont 1 plus grandes puisqu'elles sont issues d'une organisation des écoulements à la subsurface du sol. 1 L'écoulement fluviatile (ou en réseau) se produit au sein du réseau de drainage dans lequel converge suffisamment d'écoulement, issu de la surface, de subsurface 1 ou souterrain, pour permettre un écoulement à surface libre. Les échelles caractéristiques dépendent de la taille du réseau de drainage qui peut s'étendre de 1 quelques dizaines de mètres à plusieurs milliers de kilomètres induisant des écoulements de quelques minutes jusqu'à plusieurs mois. 1· L 'évapotranspiration est le transfert de l'eau vers l'atmosphère par évaporation du sol et transpiration des plantes. L'évapotranspiration agit à l'interface entre le 1 système hydrologique continental et l'atmosphère. Elle dépend de l'activité phénologique des plantes et de la demande climatique en eau de l'atmosphère. Ses 1 échelles caractéristiques sont dictées spatialement par la surface du couvert végétal, temporellement par le cycle journalier mais aussi par le cycle saisonnier (bien que la 11 figure 90 ne le présente pas). Le forçage atmosphérique intervient aussi dans la Il caractérisation de la variabilité spatio-temporelle de l'évapotranspiration. xx.2.1 Les échelles des processus du forçage atmosphérique. 1 Les précipitations sont l'unique entrée du bilan hydrologique en milieu tropical. La définition exacte des précipitations prend en compte toutes les formes d'eau 11 atmosphérique qui tombe sur la surface de la terre, tant sous forme liquide (bruine, pluie, averse) que sous forme solide (neige, grésil, grêle) et les précipitations Il déposées ou occultes (rosée, gelée blanche, givre, ... ). Les précipitations résultent d'un ensemble complexe de processus atmosphériques qui se développent et interagissent 11 sur une gamme d'échelle très étendue (figure 92). On distingue trois grandes échelles atmosphériques : la macro-échelle, la mésa-échelle et la micro-échelle. 11 Il ' 1 1 Il 291 Il' li i 1 1\ 1 1 an 1 , ______._. .:. Ondes 1 mots .. 1 ·Fronts 1 1 OtJragans ...... 1 ---· .·nticyctor. 1Jour 1 1 1 L.ignes dè. grain 1 lfllClo.échelle 1 h ···························---·· :·ic.ti~tes:\ l'------1 ~nveètlvêi onvectifs"..._.... g... ___ ------1 min-1----..~--..-.... 1 . • • : . : C.c:h• . . rbùlenc • . limite : • ______,, i

1 1m 10m 100m 1 km 10 km 100 km 1000 km 10000 km Figure 83: Echelles spatiales et temporelles caradéristiques des processus atmosphériques 1 (D'après Orlanski 1975) 1 Au sein de la macro-échelle s'organisent les grands systèmes de la circulation atmosphérique qui agissent sur la mise en place des processus de méso-échelle. La 1 méso-échelle concerne plus particulièrement les systèmes pluviogènes décrits précédemment. Ceux-ci se déclinent sous trois unités pertinentes pour l'hydrologie : 1 - l'échelle de la cellule convective, - l'échelle du système convectif organisé ; 1 - l'échelle de la perturbation frontale. La réponse des systèmes hydrologiques est largement dépendante des échelles 1 spatio-temporelles très variables des précipitations ainsi que de leurs intensités. Aux systèmes convectifs sont associées des pluies intenses dont la cellule convective 1 définit les échelles caractéristiques : une durée de vie assez réduite de l'ordre de 2 l'heure et une surface active d'environ 100 km . Lorsque la convection est organisée, 1 l'agencement des cellules convectives de forte intensité augmente la zone de 1 292 1 1 ! 1 2 couverture précipitante à des surfaces de 1 000 à 10 000 km , ainsi que la durée de précipitation qui s'échelonne de quelques heures à la journée. Ces systèmes étant

111 1 composés de cellules convectives regroupées mais de pluviosité relativement 1 indépendante, ils peuvent présenter une forte intermittence spatiale et temporelle interne au système. Les systèmes frontaux en revanche généreront plus souvent de la I! pluie stratiforme relativement homogène et peu intense pouvant s'étendre sur une 2 grande surface (typiquement 100 000 km ) et présenter une durée de vie de plusieurs 1! jours. La micro-échelle prend en compte les processus à l'interface entre la surface 1 continentale et l'atmosphère que forme la couche limite. Aux échelles mises en jeu sont notamment pris en compte les mouvements d'air turbulents. Non indiqués sur la 1 figure 92, les processus de micro-physique de la pluie peuvent aussi inférer dans l'atmosphère libre. Une des échelles caractéristiques en est la goutte d'eau 11 (hydrométéore) dont la taille peut informer sur l'intensité de la pluie. Cette échelle peut jouer un rôle dans la production de ruissellement. En effet, dans le cas des régions li semi-arides, l'impact des gouttes va favoriser la formation de croûtes qui rendent la surface du sol très imperméable et limitent l'infiltration (Casenave et Valentin 1989). 1 Enfin le rayonnement, la température, la vitesse du vent et l'humidité de l'air (non indiqués sur la figure 92) déterminent l'évapotranspiration potentielle c'est à dire le 1 seuil de déficit en humidité de l'atmosphère. Ce déficit peut être comblé partiellement ou totalement par l'évaporation de l'eau de surface et la transpiration des plantes dont 1 l'activité phénologique est aussi dictée par ces composantes atmosphériques.

1 xx.2.2 Les échelles du paysage hydrologique. La parcelle, le versant et le bassin versant sont les trois entités couramment I' identifiées pour caractériser un paysage hydrologique. La parcelle se définit comme un système aux propriétés structurelles 1 suffisamment homogènes pour obéir aux lois de la physique du sol et de l'infiltration. On parle de versant lorsque le ruissellement commence à s'organiser. A l'échelle du

1 1 versant, le ruissellement de surface produit localement par mécanisme hortonien converge et s'écoule. C'est aussi à cette échelle que le ruissellement de surfaces 1 saturées se met en place. Les écoulements ainsi produits s'accompagnent éventuellement de réinfiltration.

1 1

1 1 293 1 1

1 ! Le drainage des écoulements, à la surface par le réseau hydrique et dans le 1 sous sol au niveau des nappes, définit l'échelle du bassin versant. L'aire de collecte des eaux de surface et souterraines considérée est déterminée à partir d'un exutoire. 1 A l'exutoire est intégrée toute la complexité des processus multi-échelles qui déterminent la réponse du bassin versant. Selon l'exutoire qui le délimite, le bassin 1 peut donc s'étendre sur une zone allant des quelques hectares (exemple des bassins urbains) à plusieurs centaines de milliers de km2 (cas des grands fleuves). En général 1 on parle de bassin de taille moyenne, pour un système défini sur des surfaces de 100 2 à plusieurs milliers de km . Les bassins intégrant des systèmes fluviaux développés, 1 composés de plusieurs bassins de taille moyenne, définissent les systèmes hydrologiques continentaux ou bassins versants de macro-échelle. 1 Par ailleurs, il faut souligner que le bassin versant est un système vivant, de composition complexe hautement hétérogène et en constante évolution. A ce titre, on 1 pourrait le comparer à un corps humain par exemple: chaque partie a un lien avec les autres, et les réactions à des sollicitations extérieures sont conditionnées par un grand 1 nombre de paramètres et de variables d'état du système (bien entendu, les interactions, rétroactions ou régulations qui existent dans un organisme vivant sont 1 plus fortes que dans un bassin versant). Son évolution au cours du temps dépend à la fois de ses caractéristiques intrinsèques mais également de son environnement qui le 1 conditionne en partie. De cette image, il faut certainement retenir que le bassin est avant tout une entité. Son analyse fine est éminemment délicate mais source d'une 1 meilleure connaissance. Son analyse globale permet d'en tirer des traits et li caractéristiques tout à fait pertinents pour en comprendre le fonctionnement d'ensemble. Les échelles caractéristiques des trois entités hydrologiques définies ci-dessus 1 varient significativement selon les régions considérées. Le relief, la pédologie et la végétation sont les trois facteurs de l'environnement physique qui vont déterminer les 1 échelles caractéristiques d'une région donnée. L'influence humaine par le biais de l'occupation des sols notamment, peut ajouter un élément de complexité dans le 1 paysage hydrologique. Il est à noter que ces différents éléments ne combinent pas leurs états de manière aléatoire pour produire une infinité de paysages possibles. Il 1 existe en fait des liens entre relief, géologie, pédologie et végétation qui font que l'on 1 peut identifier des régions hydrologiques caractérisées par des topo-séquences types et par des unités élémentaires de taille et de fonctionnement peu variable. 1 294 1 1: 1: Par ailleurs, chacun des processus et mécanismes hydrologiques décrits 1\ précédemment, est influencé par quelques caractéristiques identifiées du paysage hydrologique. Ainsi, la mise en place de mécanismes hortoniens, s'opère en fonction des caractéristiques végétales et pédologiques des premiers mètres, voire des premiers centimètres du sol. Ces caractéristiques définissent les paramètres structurels (tels 11 que la porosité) dont dépendent les paramètres hydrauliques (conductivité

l 11 hydraulique, la pression capillaire, ... ). Ces derniers spécifient la capacité d'infiltration du sol, et donc le partage entre infiltration et ruissellement. Les mécanismes 1 hortoniens sont favorisés sur les versants à faible capacité d'infiltration (sols nus au couvert végétal peu développé) et sujets à des pluies intenses telles que les bassins l1 des régions semi-arides. L'apparition de zones contributives saturées permettant la production de 1 ruissellement de surfaces saturées intervient plutôt dans des bassins de régions humides au couvert végétal développé (forte capacité d'infiltration). Les zones 1 contributives au ruissellement apparaissent sur des points d'accumulation d'eau qui dépendent essentiellement de la topographie et du type de sol. 1 L'écoulement en réseau est en partie lié aux caractéristiques géomorphologiques (pente et section du réseau de drainage) et les états de surfaces qui définissent la 1 rugosité du sol qui influence la vitesse d'écoulement. L'infiltration superficielle ou profonde, la présence d'écoulements de subsurface 1 et souterrains dépendent de l'organisation pédologique du sol et de la géologie. Par exemple, la présence d'une couche relativement imperméable à faible profondeur 1 favorise les écoulements de subsurface. La structure géologique du sous sol définit l'importance de l'écoulement souterrain. 1 L'évapotranspiration est directement liée à l'étendue du couvert végétal ainsi qu'aux types de végétation qui le composent. De ces critères dépend l'activité 1 phénologique et donc la redistribution de l'eau dans l'atmosphère. Les échelles des processus atmosphériques ont été présentées plus haut pour 1 décrire le ''forçage atmosphérique". Le terme ''forçage" a été employé pour décrire les précipitations en tant que variable d'entrée du bilan hydrique. En réalité le système 1 continental et le système atmosphérique interagissent. La configuration du paysage 1 hydrologique peut parfois jouer un rôle substantiel dans la pluviogenèse. Certains systèmes climatiques, tels que les systèmes de moussons tropicales décrits 1 295 1 1 1 précédemment, sont largement influencés par les rétroactions issues du couvert 1 végétal qui réalimente l'atmosphère en eau et structurent la couche limite, ce qui peut favoriser la formation de systèmes précipitants. La topographie est aussi un facteur 1 déterminant : à grande échelle les massifs étendus peuvent influencer la circulation des courants atmosphériques, à mésa-échelle les régions montagneuse présentent

! 1 une météorologie fortement influencée par le relief qui favorise notamment la convection. 1 Comme on le constate, le fonctionnement des hydrosystèmes est complexe. Pour une meilleure compréhension des processus qui le régissent, les chercheurs ont 1 recours à des outils adaptés. 1 XXI. MODELISATION HYDROLOGIQUE. 1 La modélisation numérique appliquée à l'hydrologie peut être utilisée soit dans un cadre prédictif opérationnel (pour obtenir une réponse spécifique à un problème bien identifié), soit dans un cadre d'investigation aidant à la compréhension des •1 mécanismes qui régissent le comportement hydrologique des bassins versants 11 (Blôschl et Sivapalan 1995). Elle a pour vocation, une meilleure compréhension des processus de surface du cycle de l'eau, car permettant de simuler le comportement 1 d'un hydrosystème et de tirer toute conséquence de l'exploitation de ses résultats (Loumagne, 2011 ). 1 1 XXl.1 Définition d,un modèle. Un modèle est une représentation simplifiée, relativement abstraite, d'un 11 processus, d'un système, en vue de le décrire, de l'expliquer ou de le prévoir. C'est 11 une tentative de représentation plus ou moins précise et parfaite de ce qui est perçu, à un instant donné comme la réalité (Desbordes, 1984). Un modèle hydrologique quant 1, à lui se définit comme la représentation simplifiée de tout ou une partie du cycle

1 hydrologique par un ensemble de concepts hydrologiques, exprimés en langage Il mathématique et reliés entre eux dans des séquences temporelles et spatiales correspondant à celles que l'on observe dans la nature (Mathevet, 2005). Ainsi, le 11 développement d'un modèle, en tant que représentation d'une réalité (ici le cycle hydrologique illustré par la figure 90), fait intervenir les étapes suivantes : perception 11 du phénomène, la formulation dans un cadre conceptuel et la traduction d' un logiciel Il 296 11 •! •! (Ambroise, 1998). Chacune de ces phases introduit des approximations, et un modèle doit être perçu comme une conceptualisation de la réalité. Il convient donc d'avoir à •1 l'esprit que tout modèle est à la fois relatif aux approximations et hypothèses Il effectuées par le modélisateur et aux objectifs poursuivis et que cette relativité induit un domaine de validité et des limites à son application (Le Lay, 2006). Il constitue 1 l'outil de base, de simulation et de prévision, essentiel à la gestion des ressources en eau, afin de répondre de manière optimale aux différents besoins et usages des 1 ressources en eau (Perrin, 2000 ; Mathevet, 2005), cités par Bodian (2011 ). Aulm pllllMOtS 1 AtllrtS vwblts Il Vlfilblll(a) IIIIMperldllnlll)

111 1 1 1 1 1 Figure 84: Représentation du fonctionnement d'un modèle hydrologique (Mathevet, 2005) Ces assertions confortent l'affirmation selon laquelle il existe autant de modèles 1 hydrologiques que d'hydrologues et leurs applications sont multiples. Selon Mathevet (2005), ils sont notamment utilisés pour: 1 la reconstitution ou la simulation. Le but du modèle est le comblement des lacunes contenues dans une série chronologique de débits ou 1 l'extension de débits; - la prévision. Le but du modèle est essentiellement l'anticipation des 1 évolutions futures du débit d'une rivière, ce qui permet dans un contexte 1 opérationnel, une meilleure gestion des ressources en eau en période 1 297 1 i---- li 11 d'étiage et l'anticipation des risques d'inondations en période de crue (ce 1 qui est l'objectif majeur de nos recherches dans le cadre de cette thèse) ; - la prédétermination. Le modèle est utilisé pour la simulation de séries 1 chronologiques de débits, dans un but d'analyse fréquentielle des extrêmes : débits associés à une période de retour pour un étiage ou une 1 crue (dimensionnement d'ouvrages d'art, déversoirs de crue, ponts, etc.) ou la délimitation des zones inondables (plan de prévention des risques 1 d'inondation). Pour étudier les événements particulièrement rares, les modèles pluies-débits peuvent être couplés à des générateurs 1 (stochastiques) de pluies, capables de générer de longues chroniques de pluies; 1 - l'analyse de la non-stationnarité d'un bassin versant. Dans un contexte de variabilité climatique et/ou de modifications anthropiques des 1 caractéristiques d'un bassin versant, les impacts sur le fonctionnement hydrologique d'un bassin versant peuvent être recherchés en effectuant 1 des tests sur la stationnarité des vecteurs de paramètres et/ou des sorties du modèle, comparativement aux observations ; 1 - l'utilisation de variables d'états du bassin versant pour la modélisation. Le modèle est utilisé pour générer des chroniques d'état du 1 bassin versant (taux de remplissage d'un réservoir, stock de neige) qui sont ensuite utilisées par d'autres modèles (flux de nutriments ou de 1 matières en suspension), prévisions d'apport par fonte nivale (pour les milieux tempérés), ou pour les performances d'autres modèles. 1 Les modèles hydrologiques sont donc utilisés pour résoudre les questions liées à la gestion des ressources en eau, à l'aménagement du territoire et à la prévention des 1 risques hydrologiques (inondations et/ou sécheresses). Ils sont choisis en fonction de l'objectif recherché et des données disponibles. 1 XX.2. Choix de types de modèles. Les modèles pluies-débits sont des outils adaptés pour évaluer l'impact de la 1 variabilité climatique sur les écoulements, à condition que les modèles retenus soient robustes et correctement calés. Dans le choix des modèles se pose également la 1 question des échelles temporelles et spatiales appropriées pour représenter 1 valablement le comportement des bassins versants. 1 298 1 1 1 Les modèles disponibles sont nombreux. Nous ne nous intéressons pas aux 1 multiples classifications (Makhlouf, 1994; Ambroise, 1998; Perrin, 2000; Kingumbi, 2006 ; Le lay, 2006 ; Gnouma, 2006 ; Chahinian, 2004 ; Bouvier, 2004, etc.) qui 1 opposent essentiellement les modèles conceptuels et modèles à base physique d'une part et les modèles distribués (ou maillés) aux modèles globaux d'autre part. Dans 1 notre étude, nous avons utilisé dans plusieurs études dans la région ouest africaine. 1 xn1.1 Le modèle GR2M. 1 Le modèle du Génie à deux paramètres au pas de temps mensuel est un modèle pluie-débit global à deux paramètres d'entrées: la pluie et l'évapotranspiration 1 potentielle. Il a été initié au CEMAGREF à la fin des années 1980, avec des objectifs d'applications dans le domaine de la gestion des ressources en eau, notamment les 1 étiages. Sa particularité réside dans sa simplicité ainsi que dans le nombre relativement faible de ses paramètres. 1 Le modèle a été déjà mis en œuvre sur plusieurs bassins ouest africain pour des études d'impact du changement climatique sur les ressources en eau. (Paturel et al., 1 1995b;; Ouedraogo et al., 1998; Aka, 1999, Ouedraogo, 2001 ; Vissin 2007, E Nicaise 2009, Bodian 2011, Ibrahim, 2012). 1 Le modèle a connu plusieurs versions, proposées successivement par Kabouya (1990), Kabouya et Michel (1991), Makhlouf et Michel (1994), Mouelhi (2003) et 111 Mouelhi et al. (2006b), qui ont permis d'améliorer progressivement les performances du modèle. La version présentée ici est celle de Mouelhi et al. (2006b) qui paraît la Il plus performante Perrin et al (2007). La structure du modèle, bien qu'empirique, l'apparente à un modèle conceptuel à 1! réservoirs, avec une procédure de suivi de l'état d'humidité du bassin qui semble être le meilleur moyen de tenir compte des conditions antérieures et d'assurer un •i fonctionnement en continu du modèle. Elle associe un réservoir de production et un réservoir de routage ainsi qu'une ouverture sur l'extérieur autre que le milieu 11 atmosphérique. Ces trois fonctions permettent de simuler le comportement I! hydrologique du bassin. 11 11 299 11 11 11 XXI.1.1.1 Description mathématique du modèle GR2M. 1 Un schéma de la structure est donné à la figure 94. Pk est la pluie mensuelle du mois k et E l'évapotranspiration potentielle moyenne pour le même mois calendaire. 1 Les équations qui régissent le modèle sont les suivantes : 1 1 XXl.1.1.1.1 Production. li La fonction de production du modèle repose sur un réservoir de suivi d'humidité du sol. Une partie Ps de la pluie Pk va être ajoutée au contenu Sk dans le réservoir en 1: début de pas de temps :

X [ l - ( ~) 2 ] tanh( Pk ) 1 p = 1 Xt Xi S 1 + _s__ tanh( Pk ) Xi Xi 1 Le paramètre X1, capacité du réservoir, est positif et exprimé en mm. La pluie en excès, P1, est donnée par: 1 l'i= P- Ps' 1 Et le contenu du réservoir est actualisé : S' =Sk +~ 1 Du fait de l'évapotranspiration, une quantité Es est prélevée du réservoir : S ' ( 2 - +i-) tanh( -fi-) E s = S, E 1 1 + ( Xt). tanh( Xt) 1 E est l'évapotranspiration potentielle moyenne du mois calendaire considéré. Niveau S' devient S" 1 E" = S' -Es 1 1 1 1 1 300 1 1

1 • E •1 ~~

! - Réservoir de x.J 1\ ~ "' 1

li 1 60mn li 1Résavoir de 1 nua~

1\ Figure 94 : Structure et principe de fonctionnement du modèle GR2M (Mouelhi, 2006) 1 1\ XXI.1.1.1.2 Percolation.

1 Le réservoir de suivi d'humidité du sol se vidange ensuite selon une percolation 1:

1 Et son niveau Sk+1, prêt pour les calculs du mois suivant, est alors donné par XX.2.1.1.3. Routage et échange avec l'extérieur non atmosphérique. 1 La quantité d'eau totale P3 qui atteint le réservoir de routage est donnée par : 11 ~=Pi+P2 Le niveau RJ< dans le réservoir devient alors R' : 1 R' =Rk +/; Un terme d'échange en eau souterrain F a été imposé par les données des 11 nombreux bassins utilisés. Ignorer cette ouverture non atmosphérique conduit à une Il baisse considérable de l'efficacité du modèle.Fest alors calculé par: F=(X2 -l)R' 1 Le paramètre X2 est positif et adimensionnel. Le niveau dans le réservoir devient R"=X2 R'

1 1

1 301 1 1 1 Le réservoir, de capacité fixe égale à 60 mm, se vidange pour donner le débit Qk 1 selon l'équation suivante : R"2 1 R"+60 Le contenu du réservoir est enfin actualisé par 1 ~+1 =R"-Qk Le modèle a deux paramètres optimisables : 1 - X1 : capacité du réservoir de production, - X2: coefficient d'échanges souterrains. 1 A l'échelle régionale, les modèles au pas de temps mensuel sont bien adaptés, Gleick (1986). C'est une échelle très utilisée notamment dans le cas de la gestion des 1 ! projets. XXI.1.1.2 Optimisation des modèles GR2M. 1 Le modèle GR2M contient deux paramètres à caler : X1 et 2. Le premier paramètre (X1) représente la capacité maximale du réservoir « sol ». Le deuxième 1 paramètre (X2) représente la constante de vidange du réservoir « eau gravitaire ». Ces deux paramètres libres sont largement suffisants, à l'échelle mensuelle (Mouelhi, 1 1 2003). Une fois la structure de modélisation choisie, il est nécessaire d'en estimer 1 certains de ses paramètres. La démarche employée pour l'optimisation des paramètres des modèles est une succession d'opérations pour déterminer les valeurs 1 numériques des paramètres qui conviennent le mieux à leurs utilisations. Pour chaque bassin étudié, cette démarche s'est déroulée en deux étapes: 1 - une étape de calage ; - une étape de validation. 1 XXI.1.1.2.1 Calage. 1 Le calage ou calibration est la phase d'optimisation au cours de laquelle le modèle extrait, grâce aux données d'entrée et de sortie, des informations permettant 1 d'attribuer des valeurs aux paramètres en vue de reproduire le comportement du système naturel (Canelo, 1989 in Nascimento, 1991 ; Cishahayo, 1995; Madsen, 1 2000) cités par E Nicaise (2009). Dans la pratique, il existe deux types de techniques pour caler un modèle : les techniques manuelles et les techniques automatiques 1 (Serna C R, 2005). 1 302 1 I! 1 • Ajustement manuel des paramètres. Il consiste à assigner manuellement des 1 valeurs aux paramètres et à évaluer l'erreur correspondante entre les sorties du modèle et les observations. Plusieurs essais sont ainsi effectués jusqu'à 1 l'obtention des valeurs des paramètres qui donnent des résultats satisfaisants par rapport à l'objectif fixé. Cette méthode a, le plus souvent, recours à la Il représentation graphique des résultats des différentes simulations pour faciliter le choix par le modélisateur de la simulation la plus appropriée ; 11 • Optimisation automatique des paramètres. Elle consiste à utiliser un algorithme numérique qui recherche un optimum d'un critère donné. L'objectif 1 de cette démarche est de rechercher un ensemble de paramètres qui satisfait un critère donné de précision, à travers plusieurs combinaisons possibles des 1 valeurs des paramètres. Bien que le calage automatique ait des avantages d'être rapide, il présente cependant quelques inconvénients (Refsgaard et li Storm, 1996 cités par Kingumbi, 2006) : - le critère à optimiser est un critère unique qui ne tient pas compte 1 forcement de toute la complexité du modèle ; - si le modèle contient beaucoup de paramètres, la méthode de recherche 11 de l'optimum peut conduire à un minimum local, - beaucoup de théories à la base des algorithmes assument que les 11 paramètres du modèle sont mutuellement indépendants, ce qui n'est pas 11 toujours le cas; - un algorithme automatique ne peut pas distinguer les différentes sources 1 11 d'erreurs, il peut ainsi essayer de compenser les erreurs des données par

1 le réajustement des paramètres ; - le développement de ces algorithmes automatiques peut prendre 1 ! beaucoup de temps ; - et enfin calibrer un modèle suppose le choix d'une fonction objective c'est 1 à-dire adopter une technique statistique basée sur l'analyse des résidus et négliger complètement les caractéristiques physiques du modèle. Ainsi, 1 au lieu de miser sur la capitalisation de la connaissance intrinsèque de la structure du modèle, le calage automatique stigmatise les incertitudes 1 inhérentes à toute analyse statistique (Todini, 1988 cité par Kingumbi, 1 2006). 1 303 l1 11 ! Il A ces deux techniques, s'ajoute une troisième, identifiée par Kingumbi (2006) 1 issue de la combinaison des deux techniques. Ainsi, on peut commencer par une méthode de calage et terminer l'autre. Si on commence par un calage manuel, il peut 1 s'agir de déterminer l'intervalle de variation des paramètres et utiliser après un calage 1 automatique dans cet intervalle pour déterminer les valeurs optimales des paramètres. Il Dans le cas contraire, il peut s'agir d'effectuer d'abord une étude de sensibilité sur les

1 paramètres les plus importants. Par la suite, un calage manuel peut être utilisé pour 1\ déterminer les valeurs de ces paramètres. XXI.1.1.2.2 Validation. 1' La phase de validation, essentielle dans tout processus de modélisation, permet 1 de tester la pertinence et la qualité des calages effectués. Dans ce but, on applique le 1 jeu de paramètres calés à une série de valeurs qui n'a pas servi au calage. On compare ensuite l'hydrogramme calculé et l'hydrogramme observé avec le souci de 1 vérifier que le calage utilisé conduit à de bons résultats. Dans notre étude, la méthode d'optimisation numérique a été utilisée de manière 1 à pouvoir procéder à plusieurs croisements de calage-validation. Les fichiers opérationnels, à l'échelle mensuelle, ont été constitués de manière à combiner, pour 1 chaque sous bassin étudié, les lames écoulées et ETP aux pluies surfaciques moyennes déterminées par les méthodes de Thiessen, Krigeage et de l'inverse des 1 distances, grâce au logiciel Hydraccess. Des valeurs initiales 6 et 1 ont été attribuées respectivement aux réservoirs de production et de routage. Il est possible que 1 l'initialisation soit faite par la méthode dite du « spin up » qui consiste à faire faire tourner le modèle en considérant comme valeurs initiales d'entrée, les valeurs finales 1 en sortie d'une initialisation précédente, ce qui permet d'éviter la phase de mise en 11 route (Trouillet, 2006). Une analyse des résultats obtenus nous conduira à retenir sur chaque bassin les modèles qui présentent les meilleures performances pour la suite de notre étude. Pour les phases de simulation, on a appliqué un jeu de paramètres 1 calés à une série pluviométrique retenue. 1 XXI.1.1.3 Critère d'évaluation de la performance des modèles en calage et validation.

1 1 La performance d'un modèle est sa capacité à pouvoir générer des résultats qui reflètent la réalité sur le terrain (critère de qualité), à conserver la qualité de ses 1 1 304 1 JI 1 résultats aussi bien au calage qu'au contrôle (robustesse) et à s'adapter à un autre 1 bassin versant (fiabilité) (Miossec 2004). Deux approches complémentaires permettent d'évaluer la performance d'un 1 modèle. une approche qualitative : il s'agit d'un calage manuel fastidieux qui 1 renferme une part de subjectivité (due au jugement de l'observateur) car elle est basée sur l'observation de la chronique des débits calculés par le 1 modèle par rapport à celle des débits observés. Elle s'appuie généralement sur des observations graphiques (hydrogrammes 1 comparant les débits observés et simulés et permet de détecter certaines anomalies mal décelables par les critères numériques classiques (Perrin, Il 2000); 1 - une approche quantitative : elle permet un calage automatique sur la

1 1 formulation mathématique de la fonction critère, ce qui est plus rapide, plus objectif et exempt de jugement de l'observateur ((Nascimento, 1999; 1 Plantier, 2003; Serna, 2005) Deux critères quantitatifs ont été utilisés dans notre étude pour mesurer la qualité 1 des ajustements réalisés par le modèle: 2 i) le coefficient de corrélation (R ) déterminé par la relation suivante; 1 R2 =(11 NLt =1,N(Qobs(t)-Qobs(moyen)) (Qsim(t)-Qsim(moye1') ] 21dJobs dJsim

1 Où Qobs et Qsim sont respectivement les débits observés et simulés, Qobs (moyen) et Q sim (moyen) sont respectivement les moyennes sur la période de 1 simulation des débits observés et simulés et oQobs et oQsim sont les écarts-types des débits observés et simulés. N est le nombre de pas de temps (mois) de 1 simulation. ii) le critère proposé par Nash et Sutcliffe (1970) que nous désignerons par 1 l'appellation de Nash. Si le coefficient de corrélation renseigne uniquement sur la bonne occurrence ou non des observations (les débits dans notre 1 1 cas) sans en évaluer les intensités, le critère de Nash permet de savoir si les résultats des simulations sont en accord avec les observations, à la fois 1 1 en terme de phase et d'intensité (Sighomnou, 2004). Il est défini de la 1 manière suivante : 1 305 1 Il 11i 1 L (Q,t,,..-Q~ )2 1\ Nash (Q) = [ 1 - j ] * 100 2 L (Q!bs -Qobs ) j

11 Où : Qibs est le débit observé au pas de temps j ; Qfm est le débit simulé au pas li de temps j ; Qobs est le débit moyen observé ; N est le nombre total de pas de temps 1 de la période de simulation : Il - pour un critère de Nash égal à 100, la simulation est dite parfaite (ce qui est rare ou impossible à atteindre) et la simulation est moins bonne au fur et à 1 mesure que le critère de Nash diminue. Cependant, le résultat de ce critère est à relativiser car même lorsqu'il est égal à 84%, il y'a environ 40% d'erreur 1 relative (Nicaise 2009) ; - l'annulation de ce critère de Nash correspond à une performance d'un modèle 1 dit « naïf » qui considère une valeur constante pour les débits calculés par le modèle, cette valeur étant égale à la moyenne des débits observés sur toute la 1 période d'observation ; une valeur négative du critère de Nash donne une simulation encore moins 1 bonne que dans le cas d'un modèle« naïf». Cette expression de Nash déterminée à partir des débits observés et calculés donne 1 beaucoup d'importance aux débits élevés (débits de crue). Il est possible d'atténuer l'importance de ces débits élevés en déterminant la racine carrée du critère de Nash

1 1 qui est donnée par l'expression suivante: 1 1 Cette expression, quant à elle, donne plus d'importance aux débits moyens c'est 1 à-dire qu'elle donne de l'importance autant aux débits élevés qu'aux débits faibles. Une troisième expression de Nash qui donne l'importance aux débits d'étiage est le

1 1 Nash (lnQ). On remplace la racine carrée du débit par son logarithme. Dans ce cas, pour éviter l'impossibilité due à une valeur nulle du débit, on ajoute à celui-ci le quarantième du module sur les données observées (Berthier, 2005). On estime que la 1 1 simulation est de mauvaise qualité lorsque le critère de Nash est faible, elle est 1 acceptable lorsque l'on a un Nash supérieur à 70% et cette simulation est dite parfaite 1 306 1 11 1 pour un Nash égal à 100% (Trouillet, 2006). En plus de ces deux critères, nous avons 1 calculé le bilan par l'expression ci-après: 11 1 B"ll an =(LQca/)*lOOQobs

1 Ce terme traduit l'écart relatif entre les débits calculés et ceux observés. Chaque 1 fois que cet écart est supérieur à 100, le modèle a tendance à surestimer les débits ; si l'écart est inférieur à 100, le modèle a tendance à sous-estimer les débits. 1

1 XXI.l.1.3.1 Choix de la période de calage et de validation. 1\ Les modèles conceptuels requièrent une phase de spécification des paramètres qui doit se faire sur des séries de données suffisamment longues et pour lesquelles il Il faut supposer qu'il n'y a pas eu de changement dans les caractéristiques hydrologiques ou physiographiques du bassin versant (Diello, 2007) cité par Bodian 1 2011. Les ruptures constatées dans les séries pluviométriques à la fin des années soixante (tableau 12) ont introduit une hétérogénéité dans les séries de données Il climatiques, et aussi une modification du fonctionnement hydrologique des bassins versants. Aussi, le choix des périodes de calage est devenu primordial pour la 1 détermination des paramètres du modèle. Pour les six sous-bassins, nous avons défini des périodes de 5 ans et 1O ans sur lesquelles les débits mensuels des bassins 1 versants combinés aux pluies mensuelles drainées déterminées par les trois méthodes retenues (confère Xll.6). L'ajustement du modèle a été utilisé pour une 1 période de calage puis validé sur les autres périodes et inversement. Cette démarche a été appliquée aux séries de débits mensuels calculés aux exutoires des six bassins 1 étudiés. Les résultats sont consignés dans des tableaux croisés dans lesquels on a en colonne les périodes de calage et en ligne les périodes de validation. Les 7 premières 11! lignes sont relatives aux calages, viennent ensuite celles des validations croisées. La démarche consiste à appliquer chaque jeu de paramètres calés pour une période à

I! 1 toutes les autres. La valeur de Nash ainsi obtenue est mentionnée dans les tableaux 50 et 51 (7 dernières lignes pour les découpages de 1O ans et 11 dernières lignes 1 1 pour les découpages de 5 ans). Les trois dernières colonnes et lignes présentent les Nash maximum, moyen, et minimum de validation pour chaque jeu de paramètres. 1 i

1 307 1 ,---..------

1 1

1 ! Les meilleures valeurs moyennes du critère en calage et en validation sont en gras et 1 les valeurs les plus faibles en italique souligné. XXI.1.1.3.2 Jeux de données de pluies et paramètres de calages et de 1 validations retenus. L'application de la démarche précédemment décrite montre que, d'une manière 1 générale, le modèle simule bien (Nash supérieur à 70% dans la plus part du temps) avec les pluies déterminées par les trois méthodes. Ceci confirme les conclusions 1 auxquelles nous sommes parvenues plus haut (confère Xll.6), à savoir qu'avec des stations nombreuses et réparties de manière homogène sur un bassin, toutes les trois 1 méthodes de détermination de pluies surfaciques utilisées donnent de bons résultats. Les meilleurs résultats (Nash plus élevés) de calage et validation en fonction des 1 pluies surfaciques et des périodes ont été répertoriés dans le tableau 52. Il ressort de cette démarche que pour le découpage 10 ans, les meilleurs calages sont obtenus 1 avec les pluies déterminées par la méthode de l'inverse des distances 2 à toutes les stations exceptée Dakka Saïdou où le meilleur calage est obtenu avec les pluies 1 drainées par Krigeage ; alors que pour le découpage 5 ans, les meilleurs calages sont 1 obtenus avec les pluies calculées par la méthode de Thiessen à Bafing Makana et i Oualia; c'est la méthode de Krigeage qui permet d'obtenir les meilleurs résultats à 1 Tbla eau XL,: resu ltatdes ch"OIX de.s Jeux de p11· uies e tdes parame't res aux s tatio ns li Calage Découpage 5 ans Découpage 1O ans Bassin versant Pluie Période Pluie Période 1 Bafing Makana Thiessen 1961-1965 Inverse distance 2 1991-2000 ' 1 Dakka Saïdou Inverse distance 2 1961-1965 Krigeage 1961-1970 Oualia Thiessen 1996-2000 Inverse distance 2 1961-1970 li1 Gourbassi Inverse distance 2 1971-1975 Inverse distance 2 1971-1980 i Kidira Krigeage 1971-1975 Inverse distance 2 1991-2000 li Bakel Inverse distance 2 1996-2000 Inverse distance 2 1991-2000 Validation j Découoaae 5 ans Découoaae 1O ans 1 Bassin versant Pluie Période Pluie Période Bafing Makana Krigeage 1961-1965 Krigeage 1991-2000 Dakka Saïdou Krigeage 1971-1975 Krigeage 1961-1970 Il Oualia Thiessen 1996-2000 Thiessen 1991-2000 Gourbassi Inverse distance 2 1971-1975 Krigeaae 1971-1980 Kidira Krigeage 1971-1975 Thiessen 1971-1980 1 Bakel Inverse distance 2 1996-2000 Inverse distance 2 1991-2000 11

1 Il 308 1 I]

1 1 Kidira tandis que pour les autres stations, c'est la méthode de l'inverse des distances 1 2 qui donne les plus grandes valeurs de Nash. En validation, les meilleurs résultats sont obtenus, pour le découpage 1O ans, Il aux stations de Bafing Makana, Dakka Saïdou, et Gourbassi avec les pluies déterminées par la méthode de Krigeage ; à Oualia et à Kidira avec les pluies 1 déterminées par la méthode de Thiessen ; à Bakel avec les pluies déterminées par l'inverse des distances 2. 1\ Pour le découpage 5 ans, on observe les mêmes résultats à l'exception des stations de Gourbassi et Kidira où les meilleurs calages sont obtenus avec les pluies 1 calculées respectivement par les méthodes de l'inverse des distance 2 et Krigeage.

1 XXI.1.1.4 Analyse des résultats en calage et validation. Les résultats de la modélisation en calage et en validation pour les périodes de 1 1O et 5 ans pour une série de débits allant de 1961 à 2000 aux stations retenues ont été synthétisés dans les tableaux 53 et 54 en ce qui concerne les jeux de paramètres 1 retenus pour les simulations sur l'ensemble de la période disposant de données. Les figures 95 et 96 pour le découpage 10 ans ; 97 et 98 pour le découpage 5 ans donnent 1 une illustration de ces résultats. Les résultats obtenus avec les pluies déterminées par les deux autres méthodes sont reportés en annexes X, compte tenu du volume des 1 informations Tableau XLI: Résultats calage validation croisée par période de 10 ans aux stations. 1 a) Bafing Makana Période de cal e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 X1 7.222 7.010 6.995 7.147 1 X2 1.102 0.981 0.941 1.016 95.5 95.7 92.6 95.9 97.1 96.4 94.5 96.4 1 94.5 93.8 92.5 90.5 Bilan 100.6 96.8 95.9 100.9 Corrélation mensuelle r 0.935 0.957 0.934 0.954 1 Nash Nash max mo Nash min Nash validation 1961-70 94.9 94.1 93.3 1 Nash validation 1971-80 95.5 95.1 94.2 Nash validation 1981-90 92.3 91.2 89.5 Nash validation 1991-00 95.6 95.3 95.1 1 Nash max 95.1 95.6 95.5 95.5 Nash mo 92.9 94 94.7 94.1 1 Nash min 89.5 92.3 93.3 91.9 1 309 1 •1 Il B) Dakka Saîdou

Période de cala e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 1 X1 7.311 7.030 6.855 7.086 X2 1.084 1.026 0.932 1.027 96.5 96.0 92.4 94.8 1 97.4 97.4 95.2 96.6 95.7 97.4 95.5 95.6 Bilan 100.1 98.9 96.0 100.9 1 Corrélation mensuelle 0.965 0.961 0.921 0.944 Nash Nash Nash max mo min 1 Nash validation 1961-70 96.1 95.5 94.7 Nash validation 1971-80 95.9 95.5 95.1 Nash validation 1981-90 91.8 91.3 90.5 1 Nash validation 1991-00 94.7 94.4 94.2 Nash max 95.1 95.8 95.3 96.1 Nash mo 93.3 94.0 94.7 94.6 1 Nash min 90.5 91.6 94.2 91.8 c Oualia Période de cal e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Il X1 6.938 6.360 6.698 6.360 X2 0.767 0.502 0.550 0.500 89.0 83.7 68.7 92.2 1 92.0 88.0 77.1 93.8 91.5 86.1 71.8 91.9 Bilan 93.3 85.8 90.0 94.1 1 Corrélation mensuelle i2' 0.884 0.836 0.700 0.916 Nash Nash Nash max mo min 1 Nash validation 1961-70 79.4 78.1 75.6 Nash validation 1971-80 83.7 77.3 70.7 Nash validation 1981-90 58.7 53.3 42.9 1 Nash validation 1991-00 75.608 92.183 92.2 84.5 75.6 Nash max 75.6 92.2 85.7 83.7 Nash mo 63.1 76.7 79.6 73.9 1 Nash min 42.9 58.4 75.6 58.7 d) Gourbassi

Période de cala e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 1 X1 7.036 6.482 6.884 6.875 X2 0.876 0.649 0.713 0.754 88.0 93.6 91.4 85.3 1 94.4 96.0 94.2 93.6 93.1 95.5 91.4 93.6 Bilan 97.0 97.5 102.6 97.3 1 Corrélation mensuelle i2' 0.871 0.923 0.873 0.806 Nash Nash Nash max mo min 1 Nash validation 1961-70 86.1 84.4 83.4 Nash validation 1971-80 91.6 90.2 88.8 Nash validation 1981-90 90.1 85.8 82.7 1 Nash validation 1991-00 85.3 83.9 82.8 1 310 1 11 1 Nash max 88.8 84.7 90.1 91.6 Nash moy 84.8 84.1 86.2 89.3 1 Nash min 82.7 83.6 83.4 86.1

d) Kidira

1 Période de cala e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 X1 6.799 6.308 6.552 6.463 1.100 0.852 0.849 0.862 1 85.5 92.2 91.3 87.6 90.9 95.2 92.5 91.6 79.3 92.1 83.8 88.6 11 Bilan 98.9 97.7 102.6 98.5 Corrélation mensuelle 0.853 0.904 0.841 0.816 Nash Nash Nash 1 max mo min Nash validation 1961-70 82.1 79.6 Nash validation 1971-80 91.0 89.0 88.0 1 Nash validation 1981-90 89.9 84.2 78.3 Nash validation 1991-00 86.7 85.0 82.0 Nash max 88.0 86.3 88.1 91.0 1 Nash mo 84.3 84.8 87.5 11 Nash min 78.3 82.1 79.6 81.7 e) Bakel

Période de cala e 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 11 X1 6.99027 6.58411 6.69733 6.54359 1 0.91645 0.79902 0.79670 0.73159 93.9 93.1 94.8 1 95.6 93.7 88.9 93.3 93.7 92.3 87.0 85.5 Bilan 99.1 91.0 87.7 89.8 1 Corrélation mensuelle 0.924 0.924 0.830 0.948 Nash Nash Nash max mo min Il Nash validation 1961-70 92.1 90.4 89.2 Nash validation 1971-80 91.2 90.3 88.7 1 Nash validation 1981-90 85.1 83.9 83.0 Nash validation 1991-00 94.3 92.6 91.3 111 Nash max 91.3 92.0 94.3 91.0 Nash mo 88.0 88.1 92.5 88.6 1 Nash min 83.8 83.0 91.2 85.1 1 En découpage 10 ans, les valeurs du critère de Nash sont bonnes aussi bien en phase calage qu'en phase validation pour l'ensemble des six bassins. Elles varient de 1 96.8 à 92.8; 96.5 à 92.4; 91.4 à 67.7; 95.0 à 89.9; 95.2 à 67.3; 94.8 à 85.6 respectivement à Bafing Makana, Dakka Saïdou, Oualia, Gourbassi, Kidira et Bakel 1 pour le calage. Pour la phase de validation, le critère de Nash varie de 95.5 à 91.2 ; 1 311 1 Il 1 95.5 à 91.3 ; 84.5 à 53.3 ; 90.2 à 83.9 ; 89.0 à 81.2 et 92.6 à 83.9 respectivement à 1 Bafing Makana, Dakka Saïdou, Oualia, Gourbassi, Kidira et Bakel.

100 1 90 80 ~ 70 1 fii 60 ~ 50 E .c 40 1 1 30 20 10 0 1 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Périodes calage 1

100 1 90 80 l 70 1 60 + .. 50 -~ +" f "~·t• 40 <· +" ,1'1:- + .,.. 1 30 ' ... i "' ...~ ,t 1 --- 20 ·t. ~ .,,,.;, 10 ---

1 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Périodes calage 1

Oualia

1 ICI lhlessen •Krigeage a lnwrse distance 2 100 1 90 Il 80 i' 70 e... 60 1 1 50 40 Î 30 1 20 10 0 1 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Périodes calage 1 1 312 1 1 1 Gourbassi 100,-~~~~--L_~~~~~~~~~--==-----=--~~~~~~~~~~___J 90 80 70 60 50 40 30 20 Il 10 0 -1-___..__ 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 11 Périodes calage 1

100 i-~~~~~~~~""i__::...:...:..::...::..::..:.:::.:.:.._~__::..:....:::..:=.:::.=::..=..._~__:::...:..:..:..:..=..:..::...::..--=-::..==..:..::....::-=-_J 1. 90

1 80 1 70 60 11 50 40 30 11 20 10 0 _ __. __ 1 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Périodes calage 1

Bakel D lhiessen • Krigeage D lnwrse distance 2 1 100.-~~~~~~~-<--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~-', 90 80 1 70 60 50 40 30 20 10

0 -1----11,...... :.. Il 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000

Périodes calage

Figure 85: performance du modèle en fonction de la pluie drainée (découpage 10 ans)

1 313 1 1 1 En découpage 5 ans, les critères de Nash, en phase de calage ont varié comme suit : 1 96.8 à 92.8; 96.5 à 92.4; 91.4 à 69.8; 95.0 à 89.9; 95.2 à 67.3; 94.8 à 85.6 respectivement à Bafing Makana, Dakka Saïdou, Oualia, Gourbassi, Kidira et Bakel. Pour la phase de validation, ils ont varié de 95.5 à 91.2 ; 95.5 à 91.3 ; 84.5 à 53.3 ; 90.2 à 83.9 ; 89.0 à 81.2 et 92.6 à 83.9 respectivement à Bafing Makana, Dakka Saïdou, Oualia, Gourbassi, Kidira et Bakel. On observe que les critères de Nash sont globalement bons en calage et en validation pour l'ensemble des six sous-bassins, 1 pour les découpages 5 et 10 ans, à quelques exceptions près. Ceux-ci concernent, pour le découpage 5 ans, le sous-bassin de Oualia pendant les périodes 1 particulièrement sèches 1984-1985, en phase calage et 1976-1990, pour la phase 1 validation.

Bafing Makana 1 100 90 80 -~ 70 1 i C 60 G> >, 0 50 E .c 40 f/1 1 zal 30 20 10 1 0 1961-70 1971-80 1981-00 1991-2000 1 Périodes de wlidation

Oakka Saidou 1 D Thiessen • Krigeage mlmerse distance 2 100 90 ,, 1," 80 --·- ~,, 4,-t, 1 70 ,,,, ... l ,, ;}~. C . G> 60 ·-·- >, .,,1,.' • 0 50 ·-·- t-.+ E .c 40 ·-·- "".®'4-. 11 i,"- .;;- ~ z1 30 20 1: 10 0

1 1961-70 1971-80 1981-00 1991-2000 1 Périodes de wlidation 1 11 314 11 i 1 Ouala 1 90-r-~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~cD~lh__:_ie~sse~~n~•:..::.Kri=·~ge=a~ge~B:..::.ln=-w=rse...::..::..~d=is=ta=n=c~e~2::J 80 - 70 ~60 C 1 t50 0 E 40 .s::.,,, 30 f 1 20 10 0 +----"-''-"-''- 1 1961-70 1971-SO 1981-SO 1991-2000 Périodes wlidation 1 de 1 Gourbassi 100 1 90 ·-·-·-·-·-· tf•-.},. 1 80 ~··,,. 70 ·-·-·-·-·-· .~ ~ ,j,,<,,t,". i 60 ·-·-·-·-·-· .., "'. 11 >. 0 50 ·-·-·-·-·-· W.'*"'"" 41, E .".,. .s::. 40 ·-·-·-·-·-· .... z= 30 1 20 10 0 1 1961-70 1971-80 1981-SO 1991-2000 Périodes de wliclation 1

Kidra 1 100 Dlhiessen • Krigeage a lm.erse distance 2 90 80 1 ~ 70 C a, 60 >. 0 50 E .s::.,,, 40 1 zl'i 30 20 10 1 0 1961-70 1971-80 1981-SO 1991-2000 1 Périodes de wlidation 1 1 315 1 1 1 Bakel 100 1 90 80 ~ 70 C Cl) 60 1 >- 0 50 E .s::. 40 Illm 1 z 30 20 10 0 1 1961-70 1971-80 1981-90 1991-2000 Périodes de validation 1

Figure 86: performance du modèle en validation en fonction de la pluie drainée (découpage 1O ans)

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 316 1 1 1

1 Tableau XLII: résultats de calage et validation croisés en découpage 5 ans aux stations 11 a) Bafing Makana : pluies moyennes déterminées par la méthode de Krigeage

Période de calage 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 X1 7.254 7.181 7.035 6.939 7.002 6.905 7.135 7.176 I' X2 1.065 1.115 1.014 0.902 0.965 0.888 1.030 1.012 Nash Calaae 98.6 93.4 98.1 92.9 91.5 93.7 96.5 95.6 Nash (VQ) 98.6 95.6 97.6 94.8 92.5 96.3 95.8 96.8 1 Nash (ln (Q)) 96.7 92.3 93.4 92.9 89.9 95.3 87.9 92.9 Bilan 100.0 101.2 98.9 93.8 97.0 94.5 102.3 99.9 Corrélation mensuelle (r2) 0.932 0.942 0.955 0.937 0.933 0.944 0.953 0.952 1 Ni Nash validation 1961-1965 97.0 97.9 96.3 97.8 95.9 98.4 98.3 Nash validation 1966-1970 92.1 92.4 88.3 91.0 87.9 92.2 91.0 1 Nash validation 1971-1975 97.5 97.1 96.0 97.6 95.7 97.9 97.1 Nash validation 1976-1980 90.2 83.1 89.6 - 92.0 92.9 90.5 92.0 Nash validation 1981-1985 90.5 87.0 90.8 90.7 90.5 91.0 91.1 1 Nash validation 1986-1990 91.6 86.0 90.8 93.7 92.9 91.8 92.9 Nash validation 1991-1995 96.3 94.7 96.2 94.6 96.1 94.2 96.1 Nash validation 1996-2000 95.2 91.6 94.5 94.5 95.2 94.2 95.2 1 Nash max 97.5 97.1 97.9 96.3 97.8 95.9 98.4 98.3 Nash moy 93.3 90.9 93.2 93.4 94.6 93.1 93.9 94.1 1 Nash min 90.2 83.1 89.6 88.3 91.0 87.9 90.5 91.0

1 ! 1 1 1 1 1 I! 1 1 1 Il li 11

b Dakka Saïdou : luies mo ennes déterminées ar la méthode de Kri ea e 1 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2( X1 7.320 7.223 7.119 6.875 6.986 6.688 7.101 7.07~ X2 1.060 1.105 1.069 0.963 0.973 0.877 1.044 1.011 1 98.1 95.6 97.4 94.6 91.1 93.6 95.2 94.5 98.5 96.7 97.9 96.2 93.1 96.3 96.1 97.0 97.5 94.8 96.6 95.8 93.1 94.4 93.4 97.1 1 Bilan 100.5 100.7 100.6 96.3 98.4 93.5 102.6 99.5 Corrélation mensuelle 0.981 0.954 0.974 0.948 0.911 0.940 0.949 0.94~

Il Nash validation 1961-1965 96.888 94.086 96.874 97.26, Nash validation 1966-1970 92.1 95.3 94.8 Nash validation 1971-1975 94.8 97.3 96.8 1 Nash validation 1976-1980 93.9 94.2 94.3 Nash validation 1981-1985 88.9 90.4 91.0 Nash validation 1986-1990 91.0 91.0 91.6 1 Nash validation 1991-1995 93.9 94.8 95.0 Nash validation 1996-2000 93.8 93.5 93.9 94.1 94.4 Nash max 95.6 97.3 96.3 96.6 96.9 94.8 97.3 97.3 1 Nash mo 93.0 93.6 93.7 94.1 94.8 92.9 94.4 94.5 Nash min 89.8 88.9 89.7 90.7 93.0 90.0 90.4 91.0 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 c) Gourbassi : pluies moyennes déterminées par la méthode Inverse distance Période de calage 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 X1 6.830 7.016 6.474 6.159 6.694 6.869 6.677 6.687 1 1 X2 0.915 0.992 0.730 0.645 0.716 0.742 0.659 0.747 Nash Calage 88.7 92.0 96.2 89.0 89.7 93.6 94.2 94.7 Nash (VQ) 95.0 93.6 97.3 93.8 94.5 94.7 96.6 96.4 1 Nash (ln (Q)) 93.6 83.7 95.3 95.7 92.4 91.5 96.7 96.1 Bilan 98.2 103.7 100.5 96.3 100.8 104.8 96.9 103.6 Corrélation mensuelle (r) 0.886 0.915 0.962 0.891 0.895 0.933 0.943 0.945 1 N; Nashvalidation1961-1965 - 81.3 79.0 75.8 84.0 Nash validation 1966-1970 81.7 80.0 75.4 84.8 ! t--~~~~~~~~--~~- 1 Nas h validation 1971-1975 92.3 88.4 87.9 94.3 t--~~~~~~~~--~~--1-~~- Nas h validation 1976-1980 82.3 77.9 77.4 84.3 Nashvalidation1981-1985 73.3 70.9 82.6 76.9 ~88.688.1 89.0 1 Nash validation 1986-1990 67.3 65.5 77.7 69.0 92.2 92.6 89.6 Nash validation 1991-1995 62.2 59.9 79.1 77.1 92.3 93.5 , 88.9 Nash validation 1996-2000 85.6 82.0 92.7 89.4 94.1 92.6 90.9 , 1 Nash max 92.9 90.6 92.7 94.8 94.1 93.5 92.6 94.3 Nash moy 78.9 76.0 84.5 81.4 88.0 85.7 84.0 87.8 Nash min 62.2 59.9 77.7 69.0 81.3 77.9 75.4 84.0 1 ! 1 1 1 1 1 1

1 1 1 1 li 1 i 1

d) Kidira : pluies moyennes déterminées par la méthode Kriaeac e 1 1991- 1S Période de calaae 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 95 2( X1 6.666 6.746 6.249 6.075 6.400 6.574 6.272 6. Il X2 1.032 1.159 0.854 0.821 0.824 0.811 0.718 1. 1 Nash Calaae 86.5 90.0 93.0 89.8 88.8 89.5 91.0 9 Nash (VQ) 93.2 89.8 95.7 94.1 93.1 92.7 94.0 8 1 Nash (ln (Q)) 87.6 69.5 92.5 93.4 86.7 89.7 95.1 6 Bilan 97.5 105.3 99.4 97.1 100.8 100.6 97.2 1C 1 Corrélation mensuelle (r2) 0.864 0.892 0.929 0.899 0.885 0.892 0.910 o. Nash validation 1961-1965 84.4 84.2 82.2 82.7 78.3 76.7 8 Nash validation 1966-1970 87.8 83.5 82.4 78.9 72.5 70.3 8 1 Nash validation 1971-1975 90.4 86.4 •, 92.3 90.2 83.2 85.9 8 Nash validation 1976-1980 84.7 78.4 89.1 ._-,.;' 83.7 74.3 77.7 8, Nash validation 1981-1985 81.7 63.1 83.9 78.6 85.2 86.5 7 Nash validation 1986-1990 69.1 40.4 69.4 60.1 85.1 87.9 - 4 Nash validation 1991-1995 70.8 44.3 77.2 72.3 88.1 89.9 5. Nash validation 1996-2000 90.4 91.1 88.3 87.1 83.3 75.1 75.5 Nash max 90.4 91.1 89.1 92.3 90.2 89.9 87.9 8 Nash moy 82.1 69.7 82.2 79.3 84.6 79.8 80.1 7. 1 Nash min 69.1 40.4 69.4 60.1 78.9 72.5 70.3 4 l1 1 11 1 1

1 1

1 Il 1 1 1 1 ~ 1

1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 X1 6.717 7.293 6.533 5.598 6.066 6.823 6.549 6.303 X2 0.693 0.884 0.581 0.345 0.427 0.576 0.525 0.510 94.4 84.8 89.7 76.5 69.8 74.8 89.3 96.7 11 94.6 87.6 89.6 87.6 80.3 84.1 93.4 95.0 91.1 81.4 86.5 85.9 75.7 82.1 94.2 90.1 Bilan 95.3 97.9 91.2 81.7 89.5 97.6 94.8 93.7 1 Corrélation mensuelle 0.945 0.849 0.900 0.791 0.702 0.749 0.895 0.968 Nast Nash validation 1961-1965 79.3 83.1 88.1 9· 1 Nash validation 1966-1970 69.8 7~ Nash validation 1971-1975 88.1 8l Nash validation 1976-1980 60.7 7: 1 Nash validation 1981-1985 50.2 32.2 67.5 6'. Nash validation 1986-1990 30.6 38.1 37.1 61 Nash validation 1991-1995 64.6 58.9 82.5 70.9 83.1 1 Nash validation 1996-2000 88.6 70.9 95.0 86.4 94.5 78.7 Nash max 88.6 88.9 95.0 86.4 94.5 86.3 90.2 88.1 Nash mo 60.0 53.9 72.7 61.5 73.4 71.9 75.2 70.5 1\ Nash min 20.0 11.1 48.5 18.0 39.1 56.3 64.4 37.1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1: Bakel: luiesmo nnes déterminées ar la méthode de Inverse distance 2 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 X1 6.916 7.100 6.643 5.941 6.240 6.777 6.673 6.406 X2 0.887 0.965 0.836 0.617 0.686 0.804 0.753 0.714 94.9 92.0 96.9 82.2 88.2 87.8 93.7 97.2 1 96.4 94.0 95.5 88.4 90.5 90.4 93.2 94.1 94.8 89.9 92.9 85.0 90.3 87.2 86.6 85.5 11 Bilan 99.6 100.0 94.3 82.6 83.6 90.4 89.3 90.5 Corrélation mensuelle 0.949 0.920 0.971 0.853 0.902 0.887 0.947 0.979 Nast Nash validation 1961-1965 71.4 82.5 94.0 92.7 88.5 9• 1 Nash validation 1966-1970 85.4 9' Nash validation 1971-1975 95.1 9! Nash validation 1976-1980 74.5 79.2 8' 1 Nash validation 1981-1985 79.9 86.9 8t Nash validation 1986-1990 86.7 79.9 8'. Nash validation 1991-1995 91.2 88.7 83.5 69.5 1 Nash validation 1996-2000 92.4 89.2 94.6 90.6 96.0 93.3 Nash max 92.5 94.1 94.6 90.6 96.0 94.0 93.5 95.1 Nash mo 86.9 85.3 85.4 75.1 83.5 87.7 86.2 86.2 1 Nash min 74.5 73.3 n.s 50.4 69.3 73.1 72.3 79.2 1 1 1 1 11 1

1 1 1 1 1 1 1 1 1 Bafing Makana 1 100 -.------__,Cllhiessen • Krigeage • lnvserse distance 2 98 i 96 1 5i 94 f 92 .c Ill zIll 90 1 88 86 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1966-90 1991-95 1996-2000 1 Période calage 1 Dakka Saîdou 100 Dlhiessen •Krigeage a lmwse distance 2 98 1 i 96 C CIi >, 94 ~ 92 .c Ill 1 :! 90 88 1 88 1961-65 1966-70 1971-75 1978-80 1981-85 1966-90 1991-85 1996-2000 1 Période calage

Oualia 1 120-.------~ Dlhiessen .Krigeage a lm.erse distance 2 100 1 i 80 l 80 .c 1 :i 40 20

0 1 198H!5 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1966-90 1991-95 1996-2000 Pédiode calage 1

323 1 1

1 • Gourbassi 1\ 100~------____,L..:D:....:.lh~i~es=s=e~n--=•~K~ri~ge~ag~e--=•~m~vers=-=~e~d=is~tan=-=c~e~2:___J------,

1 95 -~ 111 C Cl) 90 ~ E .s::. 85 KI 1 z 80

75 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 Période calage 1 Kidira 100 90 1 80 ~ 70 fis 60 1 ~ 50 E .s::. 40 KI z 30 1 20 10 0 1 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période calage

Bakel 1 120~------l alhiessen •Krigeage •lnwrse distance 2 ,___ 100 1 ~ 80 C Cl) ~ 60 E 1 .s::. KI 40 z 1 20 0 1961-65 1966-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période calage 1 1 324 1 Il 1 Figure 87: performance du modèle en fonction de la pluie drainée (découpage 5 Il ans)

Bafing Makana Qlhiessen •Krïgeage 8 ln'68rce dstce 2 Il 100 98 96 -~ 94 1 C G) 92 >, 0 90 E .s::. 88 Il) 1: Ill 86 1 z 84 82 1 80 1961-65 1986-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période wlidation

1 Dakka Sa'i:Jou Blhiessen .Krigeage a Inverse distance 2 98 1 96 l94

i>, 92 0 E 90 .s::. z1B 88 1 86 84 1961-65 1986-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période wlidation 1 Ouala 100 11 lhiessen • Krigeage a lmerse distance 2 1 90 80 l 70 C G) 60 >, 1 0 50 E .s::. 40 Il) !! 30 1 20 10 0 1 1961-65 1986-70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1998-2000 Période wlidation 1 1 325 1 • • 1 Gourbassi 100 lil Thiessen •Krïgeage 90 80 Il ~ 70 C CD 80 >, 0 50 E 1 40 .J: Il) zal 30 20 1 10 0 1961-65 1~70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période wlidation Il Kidira 100 i;JThiessen •Krigeage 11 lnwrse distance 2 1 90 80 ~ 70 C CD 60 >, Il 0 50 E .J: 40 Il) zal 30 1 Il 20 10 0 1 1961-65 1~70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 Période wlidation 1

Bakel D lnwrse distance 2 DThiessen 1 100 •Krigeage 90 80 ~ 70 1 C 60 CD >, 0 50 E .J: 40 Il) 1 zal 30 20 10 1 0 1961-65 1~70 1971-75 1976-80 1981-85 1986-90 1991-95 1996-2000 1 Période wlidation

Figure 88: performance du modèle en validation en fonction de la pluie drainée (découpage 5 1 ans) 1 326 1 1 1 1 Pour le découpage 1O ans, ces périodes concernent, en calage, les années 1 1961-1970 sur la Falémé à Kidira et 1980-1990 pour le Bakoye à Oualia. Ces périodes ont la particularité de contenir, au niveau de ces sous-bassins, des années 1 exceptionnellement sèches (1968, 1969, 1983, 1984). Ces années sont difficilement reproductibles par les modèles calés sur des périodes au comportement proche de la 1 moyenne. Des constats similaires ont été faits par Dezetter et al. (2007) sur le Niger à Koulikoro et Bodian sur le Bafing à Dakka Saïdou et Bafing Makana. Il est probable que des fonctionnements différents des bassins versants ont lieu durant ces périodes 1 1 et qu'ils n'ont pas cours sur des périodes plus humides. Le modèle ne peut donc pas 1 reproduire des fonctionnements qui ne se produisent pas dans la période de calage (Dezetter et al. 2007). Si en découpage 5 ans l'effet des années sèches a un impact 1 sur les Nash validation, en découpage 1O ans cet effet est moins visible. En effet, selon Ardoin-Bardin (2004) les périodes plus longues incluent généralement une 1 bonne variabilité d'événements hydrologiques et sont représentatives de la gamme de conditions sur les bassins, les périodes les plus courtes, en revanche, peuvent 1 être dépendantes de conditions plus extrêmes affectant la période considérée. L'un des objectifs de cette procédure de calage-validation du modèle, c'est de

1 1 choisir le jeu de paramètres qui représente au mieux le fonctionnement du bassin versant, afin de l'utiliser pour la simulation des chroniques de débits à partir des 1 données d'entrée. Dans notre étude, il s'agissait, en plus de l'ETP qui varie peu dans les différents sous-bassins, de déterminer la pluie surfacique en fonction de la

l 1 méthode de calcul, et le jeu paramètres de calage en fonction des périodes de validation (confère chapitre XX.2.1.3.2.). Ce sont ces paramètres de calage 1 correspondant aux meilleures périodes de validations qui seront utilisés pour les simulations, car plus représentatifs de la période 1961-2000. 1 Ainsi, pour le découpage 5 ans, ce sont les paramètres calés sur la période 1961-1965 qui permettent de représenter le mieux l'ensemble de la période sur le 1 Bafing à Makana et Dakka Saïdou; alors que les paramètres de la période 1971-75 sont requis sur la Falémé à Gourbassi et à Kidira. Sur le Bakoye à Oualia et le 1 Sénégal à Bakel c'est la période 1996-2000 qui donne le meilleur jeu de paramètres. En découpage 1O ans, les paramètres des années 1991-2000 reproduisent 1 mieux l'ensemble de la période considérée sur le Bafing à Makana, sur la Falémé à 1 327 1 11 11 1 Kidira et le fleuve Sénégal à Bakel. C'est la période 1961-70 qui donne le meilleur 1: jeu de paramètres sur le Bafing à Dakka Saïdou et le Bakoye à Oualia ; alors que la

1 période 1971-1980 permet d'obtenir une meilleure représentation sur la Falémé à li Gourbassi. Dezetter et al. (2007) ont montré que, sur le bassin de Koulikoro, les périodes l '1 de calages dont les paramètres conviennent le mieux sont celles où on rencontre 1 des années déficitaires et des années excédentaires, de manière plus ou moins l 11 équilibrée, mais pas d'années exceptionnelles. Ces mêmes remarques prévalent sur les sous-bassins étudiés et pour lesquels les jeux de paramètres retenus sont ceux 1 calés avec le découpage 10 ans. En effet, il est plus facile de capturer un comportement moyen des bassins versants en utilisant un découpage 10 ans qu'en 1 utilisant un découpage 5 ans. Ce dernier découpage, même s'il donne les meilleurs Nash en calage à quelque exception près, ne peut être recommandé à cause de son 11! caractère homogène. Ce sont donc les jeux de paramètres en découpage 10 ans qui seront utilisés pour simuler les débits. l 1

1 XXl.2 Application de GR2M et simulation des débits mensuels. 1 Les jeux de paramètres retenus pour chaque sous-bassin sont appliqués à l'ensemble des périodes disposant de données pour simuler les débits. Les résultats 1 de ces modélisations sont illustrés par les figures 99. Ces graphiques montrent que globalement le modèle reproduit d'une manière satisfaisante la forme des 1 hydrogrammes. Les débits de pointes calculés sont bien situés dans le temps, bien que parfois sous estimés ou surestimés (sur le Bakoye à Oualia et la Falémé à 1 Gourbassi).

1 1

1 1 1 1 328 1 i 1 Il Bating Mauna 1 800 0 100 500 200 1 400 300 400 i li 1300 ~ 200 :1 700 100 800

0 900 l i l l 1 i 1 l î 1 1 i 1 1 i i ,_Pluie -Débitoboervé -Débitlimulé 1

Dekka Saldou

700 0

100 800 200 500 300

400

400 li 1 500 i ~ 300 800 1 ' 200 700 l 11 800 100 1 900

1 0 1000 1 !' i i 1 I 1 l 1 i î ï 1 i 1 i i i 1 ', 1-Plule -06blt observ6 -06blt simul6 I

1 11, 1 1',

1 I!

1 I'

! 1 11

1 ', 329

1 1 I! 11

Oualia 0

11 100 160 200 1,40 300 11 120 «JO 100 500 ~ 80

1 1 1 ~ 60 : j 1: 800 20 900 1 11 Gourbassi 400

1 1 200

300

400 11 250 JI 600 f f 200 I' j 150 ! 800 1 100 1 ! 1000 50 I' 1 1-Pluie -Débit oboervé -o.bit simulé 1

1 ! Kidira 600

100 500 Il 200 300 400 400

1 500 ~ 1 :J 800 100 I' 900 1 i -Pluie -D6bitoboervé -D6bitaimulé 1 1 330 1 1 •Il

Bakel Il 2S0 0 100 200 200

li1 300 l 150 1 i ~ 100 :1 eoo so 111 700

0 800 1 l i l 1 1 i 1 i l 1 1 i l i l i 1-Plule -06blt~6-D6blt81mul61

1 Figure 89: débits observés et débits calculés dans le haut bassin Il ressort de la simulation des débits les remarques suivantes : 1 - la modélisation pluie-débit aussi bien en calage qu'en validation, donne des résultats satisfaisants, 11 - la forme des hydrogrammes est bien reproduite par le modèle. Cependant, force est de constater que le modèle a du mal à reproduire les pics de 1 crue et parfois des incertitudes demeurent.

111 XX 4. Prise en compte et quantification des incertitudes de la modélisation. Les modèles ne sont que le reflet de l'état de nos connaissances d'un système. I! Il convient de souligner que cette connaissance est pour le moins incomplète (Le 111 Lay, 2006). A cela s'ajoutent les approximations inhérentes à la description mathématique (c'est-à-dire la conceptualisation) de ce système que constituent les modèles (Le Lay, 2006). Il apparaît donc judicieux de considérer les prédictions des 1 ! modèles comme incertaines. Ces incertitudes en modélisation ont inspiré de nombreux chercheurs Zin (2002), Kingumbi (2006). Quatre sources d'incertitudes ont 1 !I été identifiées pour expliquer les différences entre les données mesurées sur le terrain et les sorties (données simulées) des modèles. Il s'agit : 1 1 - d'erreurs aléatoires ou systématiques provenant des données (précipitations, températures, évapotranspiration, etc.) utilisées pour 1 représenter la variation dans l'espace et dans le temps des entrées du 1 système ainsi que les conditions aux limites ; 1 331 1 1

1 1 - d'erreurs aléatoires ou systématiques dans les données des sorties du 1 modèle (niveaux d'eau dans une rivière, niveaux piézométriques, débits d'une rivière, etc.) ; 1 - d'erreurs dues à une structure incomplète ou biaisée du modèle, qui peut ne pas convenir à la représentation des phénomènes mis en jeux dans le 1 système; - d'erreurs dues aux valeurs des paramètres du modèle qui peuvent ne 1 pas être optimales. Pour évaluer les incertitudes liées aux simulations, nous avons calculé la 1 différence entre les débits observés et les débits simulés. La figure 100 illustre l'évolution des résidus (débits observés - débits simulés) en fonction des débits calculés. 1 Elle montre une concentration des nuages de points vers les faibles valeurs des débits calculés ; et une répartition des nuages autour de la valeur zéro des résidus 1 (axe des abscisses). On note également que la relation entre les résidus et les débits simulés fournit un bon ajustement des faibles valeurs qui constituent la majorité des 1 points. Concernant les fortes valeurs, les erreurs sont parfois importantes et on remarque une tendance marquée vers une sous-estimation ou une surestimation 1 pour l'ensemble des stations. 1 Bafing Makana 100 1 80 ---- . -. -·-. - . - . - . -· ------. - . - . - . -·-. - . - . --- . - . - -- . -·--- . - . - . - . - . -- ---• . - . -. -·-. -- - . ------. - . -· -. - . - . ------. -. - . -.- . - . -·-· - ---- . - -- 60 40 1 ~ 20 1 0 -20 1 -40 -60 . - . - . - . - . - . - . - . -- - . - . - . -. - . - . - -- . - . - . - . - . - . - . - . - . - . -. - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . -.. - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - . - -80 1 0 50 100 150 200 250 Débits simulés (mm/mois) 1 1 1 1 332 1 Il 1 Il Dakka Saîdou

1 60 • 40 1 20 0 ~ 1 -20 1 -40 -60 ------.------

-80 .- . -·-. - . -.- . -- - . - . -· -- - . - . - . ---· ------.- .- .- .- . -. -.- . -· -. - . - . - . - . - ·-· -. - . - . - . -· ---.- ·-·- ·-·-. -·-··· - . - . -·-· -· - . -·-· -·-. -.- -- . - . -. - . -100 1\ 0 50 100 150 200 250 300 1 Débits simulés (mm/mois) Oualia 1 20 15 10 1 5 j 0 -6 1 -10 -15 --·---·-·-·-·-·-·-·------·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·- - - ·-·---·-·-·-·-·-·-·-·-·-·- - - . - -·-·-·-·-·-·-· -20 1 0 5 10 15 20 25 30 35 1 Débits simulés (mm/mols) Gourbassi 120 1 100 ·-·-·-·-·-·------·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·------·-+-·------·-----·-·-·-·-·-·-·-·-·-·-·------·-·-·---- 80 60 • !j 40 1 20 J 0 -20 1 -40 -60 -- . - . -·-. - . - . - . - . - . - . - . -· - . - . - . - . -- - . - ·-· - . -· - . - . - . -· -· - . - . - . - . - . - . ------. - . ------. -----·. - . ----- . - . - . - . -· - ·-. -. - . -· - . - . - . - . --- . - . -80 1 0 20 60 80 100 120 140 160 180 200 Débits simulés (mm/mois) 1 1 1 1 333 1 •I 1 Kicira 1 150 100 • 1 50 ~ 0 • 1 -50 . - -- -- . - . -. - . - . - . - . - . ----·~~·. - . :. --...... ~ :-·~·.-.• -..... -...... - . -•. - . - . -- - . - -- . - . ----- . - . - . - -- . - . - . - . - . - -- . --- . ------. - . - . Il -100 .. ..• . . 1 -150 • -200 1\ 0 20 40 80 100 120 140 1&> 180 200 1 Débits simulés (mm/mois) Bakel

15~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 10 -.-• ------•--• -... --.-i • ----•------.• ------.------5 -. _t .. -~-_,_. -. -. -...... -. -. -. -•-. -. -. -·. -.- . -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. --•-. -. -. -. -. -. -. -. -. -- -. -. -. -. --- . -. -. -. -. 0 -~1-..... •. .• .. 1 ~ -5 --.-.- .- .- . -- --~ -.-·-:. ~- -._.4'~· .. :.- -- :_ -~-~-~. -- ·-. --.-.- _\ .- .-.- .- .- .- .- .- .- .- .- .- .- . --- .-.- .- .- .- .- .- .- .- --- -.-.- . -- ·- -10 . - . -. -. -. - . -. -. -. -. -. -. -. - . -. -. -. -•. - . -. -. -. -. - .• -. -. -. -•-.- . -•. -. -. -. -. -. -..... -. -. -.• -+- -. -. -. -. -. -. -. - . - . -. -. -•. -. -. -. -•--. -. -. -. -. -. I -15 . - . -- - . - . - . - . --- . - . - . - . - . - . - . - . -- - . - . - . - . - . - -- . ------. - --... - . --- .• -- - . - . - . - . -- - . - . - . -.... -- - . - . - . - . - . - . --- . --- . - . - . - . - ----. - . - . - . -20 --- -·------· ------~-----·------·------1 -25 ------•------30 ------~ ------·------

-35~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 1 0 10 20 30 40 50 60 70 80 Débits simulés (mm/mols)

1 Figure 90: relation entre résidus et débits simulés.

1 La quantification des incertitudes est également obtenue par l'analyse statistique des résidus (figure 101 ). Cette analyse consiste à examiner si : 11 la moyenne des résidus est statistiquement nulle, ce qui assure des 1 estimations sans biais ; 1 la moyenne des résidus est statistiquement positive, ce qui implique des estimations affectées de biais. Dans ce cas, le modèle a tendance à 1 surestimer les débits; la moyenne des résidus est statistiquement négative, ce qui engendre 1 des estimations affectées de biais avec une sous-estimation des débits 1 par le modèle. 1 1 334 1 l 1

1 20 .-. -· -·-·-. -.-. -. -. -. -. -.-. -. -. -.-. -. -. -· -.-. -. -. -. -. -·-. -.-. -. -. -. -. -. -. -. -. - ·-. -.-. -. -. -. -. -. -. -. -· -· -.-. -. -. -. -. -. - ·-. -.-. - ·-. -.-. -

10 ·-·-·-· -- ---·-·-·-·-·-· ------·-·-·-·-·------·--- 1 ...... ~c 0 +------r- G) ~ -10 E 1 t ~ -20 UJ 1 -30 .-· -· -· -.-. -. -. -. -. - ·-· -.-. -. -. -.-. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -.-. -. -. -.-. -· -.-. -. -. -.-. -· -.-. -· -· 11 -40 .-. -. -·-. -.-. -. -. -. -. -. -.- ·-. -.- ·-. -·-. -·-. -.-. -. -. -. - ·-. -.-. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. -. ---· -· -.

1 Bafing Makana Dakka Saîdou Oualia Gourbassi Kidira Bakel

11 Figure 91: Ecart moyen entre débits observés et débits simulés 1 La figure 101 montre que pour la plupart des stations (quatre fois sur six), le li modèle surestime légèrement les débits calculés par rapport aux débits observés, 1 avec des écarts variant entre 0.73% à Bafing Makana et 17.98% à Oualia; par 1 contre, on note une sous-estimation des débits calculés par rapport aux débits observés au niveau des stations de Dakka Saïdou (-15.53%) et Kidira (-41.17%). 1 L'importance des erreurs enregistrées à la station de Kidira pourrait s'expliquer par la 1 qualité des données observées. 1 1 1

1 !

1 1 .1 1 1 335 1 11 1 CHAPITRE Il : CHANGEMENT CLIMATIQUE EN AFRIQUE DE 1 L'OUEST ET SON IMPACT SUR L'HYDROLOGIE XXII. GENERALITES SUR LES CHANGEMENTS 11 CLIMATIQUES. L'intérêt suscité par la problématique du changement climatique est 1 relativement récent. En effet, au tout début du 20ème siècle, le climat était perçu comme un état stationnaire à l'échelle humaine, ses variations n'étant considérées 1 comme significatives qu'à l'échelle géologique (Malou, 2004). C'est seulement à partir des années 1970, que des études scientifiques ont attesté la version actuelle 1 du processus climatique qui est en effet un état dynamique, très sensible aux perturbations de toute sorte, en l'occurrence anthropologiques, devenues très 1: importantes à l'avènement de l'aire industrielle. L'accumulation des Gaz dits à Effet 1 de Serre (GES) dans l'atmosphère, en modifiant la composition atmosphérique, l 11 entraîne des perturbations climatiques perceptibles à l'échelle humaine (Malou,

! 2004). 1 L'origine de ces perturbations climatiques actuelles, qui peuvent conduire à une modification profonde du climat dans un proche avenir, est l'accumulation, à un taux 1 exagéré, des GES dans l'atmosphère. Cette relation, très étroite, entre les émissions anthropiques de GES et les modifications du climat à l'échelle du globe a été 1 confirmée à partir des années 1980 (GIEC, 1990) figure 102. Concentrations of Creenhouse Goses from O to 2005 1 400 2000 1800 -- Cor::ion o:oxoce (CO,) 1 ".o -- Yetrone (Cf t.) 1600 a. a. 350 -- Nitrou:, 0Kide (N.0) q ;z 1400 R .._..a. 1 ~ E CL 1200 t .._...CL 0 300 1 u 1000 1 800 250~~~~~~~~~::::::._~_..=_~...:_-L-~_:__~...... __L_j600 0 500 1000 1 500 2000 1 Yeor Figure 92: évolution de la concentration atmosphérique en C02, CH4 et N20 (d'après IPCC, 1 2007a) (in Affognitode, 2008) 1 336 1 1 1 L'évolution du climat est également caractérisée à l'échelle globale à travers 1 l'évolution de la température moyenne de la terre déterminée pour les périodes passées à partir des traceurs isotopiques des calottes glaciales et des fossiles 1 géologiques, et des mesures directes pour l'époque récente. Ainsi, de l'époque précambrienne (800 Ma avant) au quaternaire, le climat a enregistré cinq phases 1 glaciaires et cinq phases chaudes (Figure 3.2). La figure 103 montre que les phases chaudes (interglaciaires) sont plus longues que les phases glaciaires de 1 refroidissement (IBRAHIM, 2012). 1 1

5 4 3 1 Ér,, Qiolemoire Ére Î!!rlloir,, É"' Secondaire Ère Prrmarre 1 1

Figure 93: Variation de la température en surface au cours de l'histoire de la Terre 1 Source : http://crdp.ac-miens.fr/edd2/docs/themes/poles/fiche_03_090225.pdf,09/08/2011

1 D'ailleurs, l'évolution du climat récent (climat du Quaternaire) se caractérise par deux phases, une phase froide (du 1.8 Ma (Million d'années) à 0.01 Ma) et une 1 dernière phase chaude. Le Quaternaire a été marqué par des cycles glaciaires interglaciaires d'une durée de 100 000 ans environ qui furent mis en évidence 1 d'abord sur les continents (blocs erratiques, restes de moraine, etc.) puis dans les sédiments océaniques et les glaces polaires (http ://accès.inrp.fr/acces/ 1 author/lhuillier). Le dernier maximum glaciaire se situe dans la tranche de 21 000-17 000 ans avant 1950 (Sylvestre et al., 1998; Gasse, 2000). Plus spécifiquement pour 1 l'Afrique de l'Ouest, Fabre and Petit-Maire (1988) rapportent que le Sahara a connu au cours de l'holocène quatre grandes phases de variabilité climatique : 1 - une phase humide pendant le troisième niveau isotopique (40-20 ky B.P. 1 (1000 ans Before Present)); 1 337 1 11 1 - une phase aride pendant le deuxième niveau isotopique (20-10 ky B.P.) qui 1 marque l'extension de la ceinture du Sahara; - une phase humide pendant le premier niveau isotopique (10-3 ky B.P.) 1 marquée par une extension des lacs. Mais il y a eu un début de la détérioration des conditions climatiques aux environs de 7000 yr B.P; 11 - installation de la phase aride depuis ca. 3 ky B.P. C'est cette dernière phase d'aridité (Yan et Petit-Maire, 1994) qui continue 1 jusqu'à nos jours avec une extension du Sahara ; elle est accentuée par le phénomène de la désertification aggravé par la baisse de la pluie annuelle des 1 dernières décennies (Mahé et Paturel, 2009). En effet, la variabilité climatique (augmentation de la température moyenne) 1 des deux derniers siècles (19-20ème siècle) est d'une ampleur plus grande que les variabilités climatiques données par la paléoclimatologie. Les variabilités climatiques 1\ anciennes se sont produites sur des milliers voir des millions d'années et sont dues 1 au fonctionnement normal des systèmes terrestre et solaire (Nakicenovic and Swart, 1 2000; Mann and Jones, 2003). Alors que les dernières variabilités plus rapides semblent provenir des activités de l'homme à la surface du globe : injection du 1 dioxyde de carbone dans l'atmosphère (Fouquart, 2003). D'où la notion du "changement climatique" attribuée à une variation du climat dont la cause est 1 d'origine anthropique. Ainsi, la notion du changement climatique (Houghton et al., 2001) est entrée dans la conscience publique à partir des années 1990 (Houghton, 1 Jenkins and Ephraums, 1990; ONU, 1992; Beniston, 2009) avec les travaux du Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat GIEC ou IPCC 1 (lntergovernmental Panel on Climate Change). Plusieurs études (Nakicenovic and Swart, 2000; Salomon et al., 2009; Beck, 2007) sur l'évolution du climat entre la 1 période post industrielle et aujourd'hui ont montré une augmentation accélérée de la concentration des GES notamment le dioxyde de carbone dans l'atmosphère 1 parallèlement à une augmentation de la température moyenne de la terre. Beck (2007) présente l'évolution du taux de dioxyde de carbone dans l'atmosphère de 1 !'Hémisphère Nord. Ce taux passe de moins de 280 ppm (proportion par million) en 1750 à plus de 385 ppm en 2008 (Le Quéré et al., 2009). Cependant, bien que la 1 corrélation entre la variation du taux de C02 dans l'atmosphère et la variation de la température soit forte (lndermühle et al., 2000), l'identification de la cause du récent 1 réchauffement global de la terre reste encore incomplète (Salomon, 2007; Florides 1 338 1 1 1 and Christodoulides, 2009). Ainsi, l'approche développée pour évaluer l'impact des Il activités humaines sur le climat est l'élaboration d'un ensemble de scénarios de l'évolution de la population et de ses activités pour la mise en œuvre des modèles 1 climatiques. XXll.1 Les scénarii climatiques. 1 Les scénarii climatiques sont des représentations cohérentes du futur état du monde. Ils sont nécessaires pour évaluer l'incidence des changements climatiques et Il les mesures d'adaptation pour avoir des visions différentes des conditions susceptibles d'influer sur un système ou une activité donnée. Les scientifiques 1 travaillent avec les scenarii qui décrivent les évolutions d'émission de GES jusqu'en 1 2100, selon diverses hypothèses. Comme il y'a une infinité de possibilités à priori pour décrire quelles seront les émissions à l'avenir, les scénarii comportent 1 nécessairement des éléments subjectifs et prêtent à interprétations. Cela ne signifie pas pour autant qu'ils sont totalement arbitraires : chacun d'eux reflète un état 1 plausible du monde futur S BARDIN et al (2005). L'intensité des rejets des GES (le dioxyde de carbone (C02), le méthane (CH4), 1\ le protoxyde d'azote (ou N20), l'ozone (03)) dans l'atmosphère est aggravé par le développement industriel et l'augmentation de la population (Giddens and Meyer, 1 1994). l'impact de ces gaz sur l'évolution du climat est aujourd'hui évalué à travers une série de simulations climatiques sur les périodes passées et futures (Meehl, 1 1984; Houghton, Jenkins and Ephraums, 1990; Hansen et al., 2008; McGuffie and Henderson-Sellers, 2001 ; Matthews and Caldeira, 2008). 1 Ainsi, avec l'incertitude qui caractérise le développement des activités humaines à la surface du globe, une multitude de projections ou scénarios de 1 l'accroissement de la population et de ses activités sont élaborées pour évaluer l'évolution de la quantité des gaz émis dans l'atmosphère (Nakicenovic and Swart, 1 2000). C'est sur la base des scénarios de la démographie, du développement technologique et des activités socio-économiques que les quantités d'émission de 1 gaz à effet de serre sont estimées pour le futur. Le Groupe d'experts Intergouvernemental sur !'Evolution du Climat (GIEC ou IPCC) a proposé six

1 1 principaux groupes de scénarios d'émission des GES (A1 B, A1 FI, A1T, A2, 81, 82) dans son rapport spécial sur les scénarios d'émission de 2000. Ces scénarios vont 1 du scénario le plus optimiste 81T (faible émission) avec une faible utilisation des

339 1 1

1 1 1

énergies fossiles au scénario le plus pessimiste A 1FI (forte émission) avec une forte 1 croissance démographique et une utilisation à outrance des énergies fossiles. Le scénario moyen ou scénario intermédiaire est le scénario A 1 8 qui repose sur une 1 utilisation équilibrée des sources d'énergie, fossiles et non fossiles. Les six scénarios sont (www.iddri.org): 1 - scénarios A 1. Trois scénarios sont regroupés sous cette famille. Ils décrivent tous une croissance économique très rapide, une population globale qui plafonne en 1 2050 et l'introduction rapide de technologies plus efficientes ; les grandes régions du monde convergent économiquement et interagissent fortement. Les trois scénarios 1 se distinguent par l'intensité technologique de leur secteur énergétique : très intensif en ressources fossiles (A1FI), recours rapide et exclusif à des sources non fossiles 1 (A 1T) ou mix énergétique équilibré appelé le scénario intermédiaire (A 18) ; - scénario A2 (pessimiste). Le monde est très hétérogène (affaiblissement du 1 mouvement de mondialisation), la population globale croît constamment et la croissance économique tout comme le changement technologique sont plus i 1 fragmentés et plus lents que dans les autres scénarios. Le recours à l'énergie n'est brimé par aucune contrainte forte, et les émissions de GES sont très importantes, 1 aboutissant à une concentration en gaz carbonique de 850 ppm environ en 2100, ce qui situe ce scénario dans la haute classe des scénarios du GIEC, sans qu'il 1 constitue pour autant un cas extrême. (http ://www.onerc.org/content/les-scénarios-d émission-de-gaz-effet-de-serre) ; 1 - scénario 81 (optimiste). Les régions du monde convergent rapidement, la population mondiale plafonne en 2050, et la structure économique se tourne li rapidement vers une économie de service et d'information (moins intensive matériellement et plus efficace énergétiquement) avec l'adoption d'une politique de 1 développement durable global ; - scénario 82. La population mondiale est en croissance continue, le 1 développement économique et le changement technologique sont à des niveaux intermédiaires, et la recherche d'un développement durable se fait à un niveau plus 1 local. L'émission des GES est plus faible en raison des orientations plus fortes vers la protection de l'environnement et l'équité sociale, une moindre croissance 1 démographique et une évolution technologique modérée. Certaines mesures partielles de réduction des GES et des aérosols sont prises en compte, en réponse à 1 des préoccupations environnementales d'ordre local ou régional, telles que les 1 340 1 ~ 1 1 problèmes de la qualité de l'air. Le résultat est une concentration en gaz carbonique li de 600 ppm environ en 2100, ce qui situe ce scénario dans la basse classe des scénarios du GIEC. (http :/lwww.onerc.org/content/les-scenarios-d-emission-de-gaz 1 effet-de-serre). Tous ces scénarios sont basés sur une augmentation continue de la population 1 jusqu'à 2050. Une tendance à la baisse est appliquée aux familles, A1 et A2., à partir de 2050 avec l'adoption d'une politique de contrôle de la natalité. Par contre, la 1 famille 82 est élaborée sur la base d'une croissance continue de la population. La figure 104 montre l'évolution de la quantité de dioxyde de carbone émis dans 1 l'atmosphère selon les différents scénarios. Le fuseau des droites représente les évolutions selon les différents modèles considérés par le GIEC. C'est sur la base de 1 ces scénarios que des modèles climatiques globaux et régionaux sont mis en œuvre pour produire la gamme de variation du climat futur ou d'une condition climatique 1 donnée. 1 1 1 1

1 Figure 94: Fourchette d'émission du C02 par scénario de changement climatique 1 de l'IPCC (Nakiœnovic and Swart, 2000).

1 !I XXl/.2 Aperçu sur le climat et sa modélisation. Le climat, selon la définition de l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM) 1 citée par Ciesla ( 1997), est la "synthèse des conditions météorologiques dans une région donnée, caractérisée par les statistiques à long terme des variables de l'état 1 de l'atmosphère". Le cycle saisonnier et les fluctuations interannuelles font donc parti du climat (Ciesla, 1997). De façon générale, le climat à la surface de la terre est 1 commandé par deux principaux facteurs : 1 341 1 1 1 - les facteurs externes, liés aux activités du soleil et à la dynamique du 1 système solaire ; - les facteurs internes, liés au système terrestre (tectonique des plaques, 1 océans, atmosphère, etc.) et aux activités anthropologiques. Le système climatique terrestre est régit par l'échange de l'énergie entre le 1 soleil et la terre. L'énergie émise par le soleil en direction de la terre est réfléchie à 30% par les couches atmosphériques et la partie incidente sur la terre est décomposée en une partie réfléchie par la terre (albédo) et une partie qui contribue à 1 1 l'échauffement de la terre (Sadourny, 1994) cité par IBRAHIM. Du fait donc de la 1 position de la terre dans le système solaire et des mouvements des plaques tectoniques, le climat est donc sujet à une variabilité interannuelle avec des périodes 1 chaudes et des périodes froides par rapport à une situation de référence (Sadourny, 1994). Cependant, le changement des activités de l'homme de l'époque du 1 développement industriel du 1aème siècle à nos jours, est un phénomène sans précédent dans l'histoire de l'humanité. L'intensification de l'exploitation des 1 ressources naturelles a provoqué plus de changement dans l'environnement planétaire au cours de ces 200 dernières années qu'au cours des 2000 ans 1 antérieurs (Myers and Tickell, 2001 ). En effet, le développement industriel a engendré l'utilisation des sources d'énergie qui sont restées longtemps enfouies 1 dans la terre et dont la combustion à la surface de la terre augmente le taux des GES dans l'atmosphère (Fouquart, 2003). Pris isolément, ces principaux processus 1, climatiques sont assez bien connus ; en revanche la manière dont ils interagissent l'est moins. Les modèles climatiques constituent aujourd'hui l'outil de référence pour 1 aider à la compréhension de ces interactions (VISCHEL, 2006). La modélisation climatique s'attache pour cela à représenter de façon 1 mathématique les processus climatiques en se basant sur la résolution des lois de conservation de la masse (bilan hydrique), de conservation d'énergie (bilan radiatif)

1 i et de conservation de la quantité de mouvement. Malgré la forte puissance de calcul aujourd'hui disponible, la complexité des processus et de leurs interactions nécessite 1 de simplifier cette représentation mathématique. La question centrale de la modélisation climatique relève du compromis entre les processus à représenter de 1 façon explicite, c'est à dire déterminés à partir des lois de la physique sur chaque point de grille du maillage de calcul, et les processus qui se produisent à des 1 échelles inférieures à la résolution de ce maillage, qui devront alors être 1 342 1 11 11

1 "paramétrés" c'est à dire représentés par des équations conceptuelles dont les 1\ paramètres sont fixés de façon déterministe ou statistique (VISCHEL, 2006). Dans un rapport de l'lntergovermmental Panel on Climat Change (IPCC), 1 Houghton et al. (1997) ont classé les modèles selon leur degré de complexité. les modèles les plus sommaires représentent de façon conceptuelle le climat sur un 1, maillage unidimensionnel ne capturant que les processus dominants des systèmes climatiques. Les modèles les plus élaborés sont les Modèles de Circulation Générale l1 (MCG) dont le but est de retranscrire le climat sur l'ensemble du globe en prenant en compte un maximum de processus dans les échanges atmosphère-océans 1 (couplage avec des modèles océaniques globaux) et dans les échanges atmosphère-biosphère (représentation du cycle de l'eau continental). Des modèles l1 de complexité intermédiaire permettent de se focaliser sur certains processus atmosphériques dominants. Tous ces modèles jouent un rôle déterminant dans la 1 compréhension de la dynamique du climat. Même les modèles les plus simples sont utiles notamment dans des analyses de sensibilité car leur simplicité permet de 1 parcourir l'ensemble de l'espace de leurs paramètres. Ils restent cependant beaucoup trop simplistes pour être quantitativement fiables en prédiction climatique 1 (lmkeller et Monahan 2002) cités par VISHEL, 2006. Seuls les modèles les plus complexes peuvent fournir des scénarios climatiques pour le futur. En effet dans le l1 souci de créer des scénarios climatiques fiables, permettant notamment d'évaluer l'impact des rejets anthropiques de GES, on va chercher à représenter de façon 1, explicite un maximum de processus climatiques. Les MCG utilisés à cet effet, le plus souvent couplés à des modèles océaniques, permettent cette représentation explicite 1 ' jusqu'à une certaine limite imposée par les capacités de calcul numérique. Le compromis entre processus climatiques explicités ou paramétrés est alors fixé par la 1 résolution du maillage, duquel dépend grandement la qualité des simulations du climat, tout autant que les échelles spatio-temporelles exploitables des sorties de

1 1 simulations. 1 xxn.2.1Les Modèles de circulation générale. 1 ! La recherche d'une meilleure connaissance du système climatique et de son évolution a abouti depuis 1950 à l'élaboration d'outils de prévisions climatiques à 1 court et long terme. Ces outils sont constitués d'un ensemble d'équations 1 343 1 11

1 li déterminées à partir des lois de la physique fondamentale, de la mécanique, de la Il chimie ou de la biologie pour reproduire de manière informatique les modes de ! fonctionnement des différentes composantes du système climatique (les fluides li atmosphériques et océaniques, les glaciers ou la biosphère continentale et marine) ! avec une validation par les observations comme il a été indiqué plus haut. Un li modèle climatique est un logiciel très complexe du système climatique (Beniston, 2009 ; McGuffie and Henderson-Sellers, 2001 ), dont le but est de reproduire aussi 1\ fidèlement que possible le comportement du climat terrestre ou le climat d'une région donnée du globe (http://www.manicore.com/documentation/serre/modèle.htlm).

I' 1 Historiquement, le premier modèle atmosphérique date de 1950, et a été testé 1 sur le premier ordinateur existant, l'ENIAC (Electronic Numerical lntegrator Analyser and Computer). Les premiers modèles étaient de simples modèles élaborés sur la 11 base des interactions entre deux ou trois composantes du système climatique (terre, océan, et atmosphère) (McGuffie and Henderson-Sellers, 2001 ), ils étaient limités 1 ! par la capacité de calcul des premiers ordinateurs. Aujourd'hui, grâce au développement de l'informatique, les modèles climatiques 1 sont élaborés pour faire des simulations du climat terrestre à différentes résolutions spatiales (Figure 105) et temporelles sous différents scénarios d'évolution de 1 certains paramètres climatiques appelés forçages. Les modèles globaux (toute la planète) de faible résolution spatiale (plus de 400kmx400km) ont constitué la Il première génération des modèles climatiques globaux ou Modèles de Circulation Générale (MCGs). Ces modèles climatiques globaux ont évolué avec l'intégration de 1 nouveaux processus ou composantes du système climatique (convection, nuages et précipitations, schéma de surface, transferts radiatifs, etc.). D'après Le Treut (2010), 1 l'évolution des modèles climatiques globaux peut être subdivisée en six générations : - années 1970 : premiers modèles de circulation générale de l'atmosphère. Prise 1 en compte d'éventuelles variations de l'irradiance solaire et de l'évolution de la concentration atmosphérique de C02. Modélisation sommaire des précipitations ; 1 i - années 1980 : prise en compte des propriétés des surfaces émergées ; couverture de glace prescrite. Modélisation sommaire de la nébulosité ; 1 - premier rapport (AR1=FAR) du GIEC (1990) : Océan "marécage" c'est-à-dire ! prise en compte des échanges de chaleur et d'eau entre l'océan et l'atmosphère,

1 1 ! mais sans structure verticale de l'océan ni courants océaniques; 1 344

1 1 1 1 11 1, Horizontal Grid 1 (Latifude.Longitvde)

Vertical Grid 1 (Height or Pressure) 1 1 • . ..._.•' 1 1 I' 1 SOll'Ce hllp://www.pensee.unique.fr/spencermodele.pcf 1 Figure 95: Schéma conceptuel d'un modèle climatique

- deuxième rapport (AR2=SAR) du GIEC (1995) : prise en compte de l'activité 1 volcanique ainsi que des sulfates issus des émissions anthropiques de S02. Représentation encore sommaire des processus thermiques et dynamiques de 1 l'océan en 3 dimensions ; 1 - troisième rapport (AR3=TAR, 2001) du GIEC : prise en compte du cycle de carbone, des flux d'eau des rivières, des propriétés des aérosols anthropiques ; 1 représentation plus avancée de la circulation tridimensionnelle des océans ; - quatrième rapport (AR4, 2007) du GIEC : prise en compte de la chimie 1 atmosphérique. Prise en compte des interactions entre la végétation, le climat, et les propriétés des surfaces émergées. 1 Malgré les importants progrès réalisés, depuis les années 1990, dans l'élaboration des MCGS, des insuffisances demeurent (S. BARDIN, 2004). Ils ont 1 ensuite évolué pour donner naissance à une nouvelle génération de modèles

1 345 1 1 1 1 climatiques dits régionaux avec une haute résolution spatiale atteignant moins de 1 10x10km2 (Castel et al., 2010). L'intérêt de ces derniers modèles bien que demandeurs en terme de capacité de calcul et de temps de mise en œuvre, est qu'ils

1 ! prennent en compte des spécificités locales tel que la topographie, l'usage du sol, l'organisation du réseau hydrographique, les activités anthropiques, etc. que les 1 modèles globaux ne peuvent pas bien représenter (McGregor, 1997; Alves and Marengo, 2010). 1 1 xxn.2.2Les Modèles régionaux de l'étude. Plusieurs modèles climatiques (Hulme et al., 2001; Vanvyve et al., 2008; Paeth 1 et al., 2011) ont déjà été tournés sur la zone ouest Africaine pour la reproduction du fonctionnement du système climatique dans le cadre des études du GIEC ou de 1 certains organismes de recherche. Ces études ont permis de mettre en évidence certains aspects du mécanisme climatique ouest africain, dont : 1 - l'influence de la température à la surface de l'océan sur le régime de précipitation de la sous-région (Semazzi et al., 1993; Giannini et al., 2003; Paeth and Hanse, 1 2004; Moron et al., 2004); -- l'influence des systèmes de vents d'Est tropical (JET) et du vent d'Est Africain 1 (AEJ) sur la mousson africaine (Cook, 1999; Grist and Nicholson, 2001; Gu and Adler, 2004); 1 -- l'impact de la dégradation du couvert végétal sur les précipitations (Nicholson, 2000; Giannini et al., 2003; Paeth and Hense, 2004; Alo and Wang, 2010). 1 Les résultats de ces études ont permis d'améliorer significativement la modélisation du climat de la région, surtout dans les modèles régionaux (Sylla et al., 1 2010). Notre analyse de l'évolution du climat sous le scénario A1B est basée sur les simulations climatiques de onze modèles climatiques régionaux (Figure 102) mis en 1 œuvre par le groupe ENSEMBLE-Europe (http ://ensemblesrt3.dmi.dk/) sur la zone de l'Afrique de l'Ouest (de -35° à +31 ° en longitude et de -20° à +35° en latitude). 2 1 Ces MCRs, d'une résolution spatiale de 0.44°x 0.44° (50x50 km ) ont été tournés avec deux conditions aux limites (figure 106), les premières données proviennent 1 des données climatiques ERA-lnterim (Dee et al., 2008) et le deuxième jeu de données provient des simulations climatiques de deux modèles climatiques globaux 1 (MCGs), ECHAM5 (Roeckner et al., 2006) et HadCM3 (Gordon et al., 2000). Les 1 346 1 I;

1 li1 premières simulations couvrent la période 1987-2007, et les secondes, la période 11 1950-2050. Malheureusement, toutes les onze longues simulations n'ont pas produit tous les paramètres climatiques nécessaires à l'estimation de l'évapotranspiration 11 potentielle avec la formule de Penman-Monteith (Allen et al., 1996). Cette

1 insuffisance nous a conduits à sélectionner les deux modèles ayant les plus longues 1 séries de données et des paramètres climatiques pour l'estimation de 11 l'évapotranspiration potentielle.

24.~--1,---1,.;.~~~~l,-,,!-t,...... """"' ...... --l,l~--I-----I 1 21.!>"f--t---t--+-il--~---+-~----r'!'~~+tt-----t---l 1

16. 5-1---11--~+-l!I C 11 e 14+--+.,.....~+1: 111 5+--+-+"--+.""fi 1 .... 9+---+-----+-H~ 6. 5+---+----t---!~ Zone des condilians aux irmles des Simulalions du RCM 4+---+__ ..._...,...-...... ~i,-,...;-t..,-..+-- ...... 11---+---I Zone d'IIHl'êt pœ 1 1.~-...... ~-1-- ...... ~- ...... ~- ...... '+i't-~t----t les simulallons du RCM (0.44"x0.44") -1-----20 -1625 -125 ...... -875 ~-- -5 -125 ...... 25------' 625 10 1375 175 1 Lons;tude (") Figure 96: Schéma type des maillages des modèles climatiques 1 1 1 1 1 1 1 1 1 347

1 1 1 ,

1 1 Tableau XLIII: Liste des modèles climatiques régionaux mis en œuvre par ENSEMBLE dans le cadre du Pn>! ramme AMMA (d'après IBRAHIM, 2012) 1 Instituts Modèles Périodes des données Paramètres d'ETP 1 METO-HC HadRM3P 1951-2100 OK 1 MPIMET REMO 1951-2050 DMI Hl RHAM 1989-2050

1 INM RCA 1951-2100

1 KNMI RACMO 1970-2050 1 ICTP RegCM 1980-2100 11 SMHI RCA 1951-2100 OK UCLM PROMES 1990-2050

1 GKSS CCLM 1961-2050 1 CHMI Aladin 1991-2050 1 METNO Hl RHAM 1990-2050 Les deux modèles climatiques sélectionnés sont marqués par le "OK". 1 Les caractéristiques des deux modèles sont répertoriés dans le tableau 3.3 (Jacob et al., 2007). Les références du modèle HadRM3P sont données par Moufouma-Okia and Rowell 1 (2009), celle du modèle RCA sont de Samuelsson et al. (2011). T abl eau XLIV : cara cté n·st· 1c ues d es mo dïe es deux mo dèl es cr 1mat1aues rea1onaux d e I''etu d e li CaractéristiQues HadRM3P RCA Niveau vertical 19 24-60 Mass flux Gregory and Rowntree Mass flux Kain and 11 Convection 1990, Greaory and Allen 1991 Fritsch 1990 Rasch and Kristjansson Microphysique Smith 1990, Jones et al. 1995 1998 Savijarvi 1990, Sass et 1 Radiation Edwarcls and Slingo 1996 al. 1994 Schéma de surface Cox et al. 1999 Bringfelt et al. 2001 1 Couches thermiQues du sol 4 2 Couches d'humidité du sol 4 2 1

348 1 i 11 11 1 XXII.2.3Correction des biais des données pluviométriques. 1 L'examen des données issues des deux modèles climatiques a montré que celles-ci présentent des écarts significatifs par rapport aux observations (figures 107 1 et 108). Il est donc nécessaire de procéder à une correction des différents biais afin de transformer la statistique des données simulées similaire à la statistique des 1' données observées (Hashino et al., 2006; Déqué, 2007). Ce traitement de biais des données simulées est important pour une perspective de simulation hydrologique 11 des bassins versants car les fortes intensités de pluies et les courtes séquences sèches peuvent avoir un impact significatif sur l'hydrologie du bassin (Hashino et al., 1 2006; Graham et al., 2007). Déjà en 2004, dans une étude d'impact du changement climatique sur les systèmes hydrologiques en Suède, Andréasson et al avaient 1 proposé la mise en place d'une interface de correction des données climatiques produites par les modèles avant de procéder au forçage des modèles hydrologiques. 1 Cette interface de correction permettra de créer les conditions optimales d'une mise en œuvre des modèles hydrologiques pour la modélisation du fonctionnement 1 hydrologique des bassins. La correction des biais ne vise pas à retrouver les valeurs exactes des 1 observations pour chaque jour, chaque mois ou chaque année à chacune des stations car la modélisation climatique vise à reproduire les situations moyennes sur 2 1 une zone de 50x50 km . Il faut rappeler que les données des MCRs sont des valeurs 2 moyennes mensuelles sur les mailles de 50 x 50 km , elles ne représentent donc pas 1 les valeurs ponctuelles des centres de mailles (Frei et al., 2003). Une approximation est faite ici avec l'hypothèse que cette pluie est moyenne en chacun des points de la 1 maille. Par conséquent, les pluies de la maille peuvent être corrigées en s'appuyant 1 ' sur les données ponctuelles de la station qui est sur la maille. En effet, la méthode qui consiste à faire une interpolation des données des stations sur l'ensemble d'une région sous forme de mailles des MCRs introduirait de nouveaux biais avec le 1 lissage des données ponctuelles (Osborn and Hulme, 1997; Ali et al., 2004). Ainsi, I ' les procédures de correction sont établies à partir des écarts entre les données d'une maille et les données de la station synoptique qu'elle contient. C'est à partir de ces écarts que les données des autres mailles qui ne contiennent aucune station sont 1 aussi corrigées à travers une application de la correction par zone d'influence 1 (Déqué, 2007).

349 1 1 1 i 1 Avant de présenter la méthode de correction des biais des données pluviométriques simulées, nous tenons à préciser que cette correction vise trois • principaux objectifs : 1 1- la reproduction de l'ordre de grandeur des pluies observées de l'échelle mensuelle et annuelle ; 11 2- la reproduction de la variation saisonnière de la pluie ; 3- la reproduction de la répartition spatiale de la pluie, un gradient annuel Nord 1 Sud. Par conséquent, la correction des biais ne vise pas à retrouver les valeurs 1 exactes des observations pour chaque mois ou chaque année à chacune des stations car la modélisation climatique vise à reproduire les situations moyennes sur li une zone déterminée. Dans notre étude, c'est la méthodologie du « scénario anomalie » qui a été 1 utilisée. Elle est basée sur l'utilisation des anomalies mensuelles. Pour chaque série provenant d'un GCM, on calcule les anomalies mensuelles par rapport à une période li de référence (formule XXX ci-dessous). Ces anomalies représentent les écarts à la moyenne, rapporté à l'écart type. On dispose alors d'une chronique d'anomalies que 1 l'on combine à la moyenne et à l'écart-type calculés sur la période de référence des séries observées. On génère ainsi une nouvelle série de données qui tient compte 1 de la variabilité prévue par le GCM considéré.

scen _ -~b~ gcm obs 1 xi;j - X 1;1 + Anoi;j X ui;j 1 xscen -x~s Anogcm = ,,1 ,,1 1,; (J'gcm I ' 1,J La fiabilité de cette démarche est confirmée par les graphiques de la figure 109

1 1 qui montrent une nette diminution des biais entre tes valeurs simulées corrigées et celles observées sur la période de référence 1961-1990. 1 1 1 1 350 1 ~1 1 Bafing Makana 1 350 - 300

250 1 1 'e' 8 200 i .._, i "' I ·~::s 150 --i i li: 100 J 1 ! 50 !_ 0 -"• 1 Janv -·févr mars avr mai juin juill août sepbr oct novb déc 1 ---Pluies moy observées ..... • Pluies moy RCA -·-Pluies moy HadRM3P 1 Oua1ia 300

Ê 250 1 S. IIJ ..!! 200 ai ::, IIJ C 150 1 ID E IIJ 100 ID ·3 1 li: 50 0 ~ Janv

1 ---Pluies moy observées -o- Pluies moy RCA - - - Pluies moy HadRM3P 1

250 ------1 1 1 Ê 1 200 1 S. 1 IIJ ..!! 1 1 150 j ~ 1 ~ 1 ID 1 E 100 - -, IIJ 1 ID 1 ·3 1 50 l li: 1 1 0 1 Janv févr avr 11111 juin juill août sepbr oct novb déc 1 ---Pluies moy obaeNées -o- Pluies moy RCA -- -Pluies moyHadRM3P 1 1 351 1 Bakel 1 250 --- . _.,,,, ... 200 /, --', l.._, 1 , ' ..2"' 6) 150 ~ --- ,/--//~'. = ë 100 1 Q) :3"' a:: 50 ... ..-<·: ... ~ . --~-, 1 ,._,,,,,_:::: o" ., iJ ~/ ~-- 0 -+--'••''-..-, -vil ,,,. ~--,--- L__ -'--~.•.___~ Janv févr nms avr mai juin juill aoOt sepbr oct novb déc

1 1 ---Pluies moy observées -o- Pluies moy RCA - • -Pluies moy HadRM3P 1

Figure 107 : Comparaison des pluies moyennes mensuelles observées et issues des modèles sur 1 la période 1961-1990 Bafing Makana 1 35 ô fi... GI 30 Il ~ Ill C ~ 25 ! l1 ::, 1! 1 '!. 20 E 1 ~ Janv mars 814" mai juin juill aoat sepbr oct nolb déc

---Tmoy Obseniées -o- TmoyRCA - - - T moy HadRM3P

Oualia 40

'"'Q 35 11 1(.., ..2"' 1 30 1 ë= e"' 25 i -4) c:,. 1 8 20 ~

1 Janv févr mars avr mai juin juill aoOt sepbr oct novb déc 1 ---Tmoy Obscrvées -o- TmoyRCA - - - T moy HadRM3P 1 352 Il l ~ 1 Kidim 1 1 1 1 Janv févr mars avr mai juin juill aoftt sepbr oct novb déc 1 ---Tmoy Observ6es -o- TmoyRCA - - -T moy HadRM3P

li Bab:! 40

'""'Q 1 Il.., 35 ..2"' Q) ;l a= 30 1 e"' ::, 25 -ui! C. 13 1 Cl) 20 E-o

15 1 Janv févr mars avr IDIU juin juill ao(h sepbr oct novb déc ---Tmoy Observ6es -o- TmoyRCA - - -T moy HadRM3P

Figure 97: comparaison des températures moyennes mensuelles observées et issues des modèles 1 sur la période 1961-1990

1 Bafing Makana

1 300.0 Sê' 250.0 KI 1 1 200.0 i 150.0 KI 1 1 i 100.0 50.0 1 0.0 1 -Pllies moy obser.ées - • Pluie RCA corr - • Pluie HadRM3P corr 1 353 1 1 11

1 Ê 250.0 s . 1 200.0 : ~ 1 ! 150.0 i ~ I 100.0 "5 1 a: 50.0

0.0 1 Janv féw mars aw mai juin juill août sepbr oct déc 1 -Pluies moy obseNées - • Pluie RCA corr • Pluie HadRM3P corr 1 Kidira 1 I 200.0 -j G) 150.0 :::, C: "'Q) 1 100.0 ------~------...... ------E -- !8 ~ ·5 .. 1 ë.. 50.0 1 Janv févr mars avr mai juin juill aoOt sepbr oct novb déc -Pluies moy obser.ées - • Pluie RCA corr - • Pluie HadRM3P corr 1 Bakel 1

1 _L / 1 ---#- - 1 Janv rrars aw mai juin juill aoOt sepbr oct déc 1 -Pluies moy observées - • Pluie RCA corr - • Pluie HadRM3P corr Figure 98: Comparaison des pluies moyennes mensuelles observées et celles issues des modèles 1 corrigées sur la période 1961-1990 1 354 1 ~I li 11 XXIII. ETUDES D'IMPACT HYDROLOGIQUE DU 1 CHANGEMENT CLIMATIQUE. Les études d'impact du changement climatique sur l'hydrologie se sont 1 développées au cours de ces dernières années dans de nombreuses régions du globe. Leur principe repose sur la perturbation, issue ou non des modèles de climat, 1 des variables d'entrée d'un modèle hydrologique adapté au bassin étudié. Les paramètres les plus souvent modifiés sont donc la précipitation et la température (qui 1 contrôle en partie l'évaporation). En l'absence de connaissance des rétroactions entre le changement climatique et les modifications éventuelles du fonctionnement 1 hydrologique du bassin versant, les modèles hydrologiques sont utilisés sans changement de leurs paramètres. Leur calibration effectuée sur les données 1 observées est donc considérée comme stationnaire sur la période du changement climatique. Les sorties de modèles (le plus souvent le débit à l'exutoire) sont ensuite 1 comparées entre la période future au climat modifié et la période de référence. Dans notre cas nous avons analysé l'évolution des débits annuels simulés et la variation 1 des modules interannuels. 1 XX/11.1 Etude des débits annuels. Les figures 110 et 111 illustrent l'évolution des débits annuels observés et simulés 1 sous les conditions climatiques du scénario climatique « anomalie » dans les sous bassins étudiés sur la période 1955-2100. L'examen de ces graphiques montre que 1 les amplitudes de variation des débits simulés sont beaucoup plus importantes par rapport à celles des débits observés. Ceci s'explique par le fait que le modèle GR2M 1 est particulièrement sensible aux précipitations, amplifiant les variations aussi bien en sous-estimation qu'en surestimation (S BARDIN, 2004). L'étude de l'impact de la 1 variabilité climatique sur les écoulements est également perceptible à travers les débits moyens annuels. 1 XXl/1.2 Evolution des modules interannuels. Les modules interannuels aux horizons 2030, 2060 et 2090 ont été déterminés et 1 représentés sur les figures 112 et 113. Ils permettent de caractériser les écoulements moyens simulés au cours de ces périodes à travers les taux de 1 variation par rapport à la moyenne des débits observés sur la période de référence 1 1961-1990. Ainsi, dans le bassin de Bafing Makana, on observe à l'horizon 2030 une diminution des modules interannuels simulés par rapport à la période de référence. 1 355 1 1 Cette baisse est de -37.45% pour les débits simulés sur la base des données issues 1 du modèle RCA alors qu'il est de -40,54% pour ceux émanant du modèle HadRM3P; à l'horizon 2060, la baisse est légèrement moins importante 34,26% pour le modèle 1 RCA et -31,76% pour le modèle HadRM3P. Enfin à l'horizon 2090, on prévoit un regain des baisses 1 des écoulements, avec respectivement -59,23 et -48,26%. Dans le bassin de Oualia, le modèle HadRM3P prévoit des écoulements 1 excédentaires pour les trois horizons considérés, avec des taux de variation passant de 43,62% en 2030 à 49,22% en 2060 puis à 37,09% en 2090. Pour modèle RCA, 1 les écoulements prévus sont déficitaires (12,72%) à l'horizon 2030, excédentaire (14,54%) à l'horizon 2060 puis déficitaire (-19,02%). Dans te bassin de Kidira, on 1 obtient des prévisions variables selon les modèles. Le modèle HadRM3P prévoit des modules excédentaires. Le plus fort taux est attendu à l'horizon 2060 et le plus faible 1 est prévu à l'horizon 2090. Pour le modèle RCA, les écoulements attendus sont déficitaires avec des taux de variation du module interannuet variant entre -23,25% à 1 l'horizon 2030 et -25.70% à l'horizon 2090. Dans le bassin de Bakel, le modèle HadRM3P prévoit, pour les trois horizons considérés, une baisse de -8,20% suivie 1 d'une légère hausse de 2,50% ensuite d'une baisse de -13,56% des débits moyens par rapport aux moyennes de la période de référence. Pour le modèle RCA, il est 1 attendu un déficit important des écoulements. Les taux de variation passent de - 52,74% pour l'horizon 2030 à -49,30% pour l'horizon 2060 et -66,82% pour l'horizon 1 2090. Il ressort de ces analyses que le modèle HadRM3P prévoit des évolutions similaires 1 des modules interannuels pour les quatre sous-bassins étudiés, même si les valeurs prévues sont excédentaires par rapport à ceux observées au cours de la période de 1 référence 1961-1990 dans deux des sous-bassins et déficitaires dans les deux autres (figure 111 ). Les taux de variation à l'horizon 2060 sont supérieurs à ceux 1 prévus à l'horizon 2030 et inférieurs à ceux prévus à l'horizon 2090. Les sous bassins de Bafing Makana et de Oualia seront les plus affectés par la variabilité des 1 écoulements. Aux trois horizons considérés, la tendance est déficitaire pour le premier sous-bassin cité et excédentaire pour le second. Les écoulements prévus 1 dans le sous-bassin de Bakel seraient les moins affectés. 1 1 356 1 OuaHa Bafing Makana 500 600

500 ----·-·------" - . - . - . - . - . --- . -· --- . - . - . - . - -- . -· -· - . - . - . - . - . - ·--- -- . - -- -- . - . - . - . - -- . - . - . - . - . - . - . - . - --- . - . --- -- . - 400 'ii' ~ 1 400 ------. - . - . - . -· - . - . -· - . - . - . - -- . - . --- . - . - . - . - -- - . - --· - . - -- . - . - . - . - . ----- . - . - . - . - -- . - . - . - . - . - . - . - . - . -; 300 l ,.. ------J------dl 200 l 200 ·-·- -·-·- -·-· ·-·- · ·-·-·-·- "-b---Â~M~~- .. -:,r~-~- ---- ~-.k·-·-· 1100 100 0 +---,--....-----,--~~--,---...----.---.---,---,--r--,-~----r--T--.---.--.--,--r--r--r-~ 0 +--,--,--,--,--,--..--,--..--,--,--,--,--,--,--,--r--r--r--,---r--r-r--r-r--r-r---r--,---, ; i i ~ ~ i I i 1 ~ ~ ~ ~ ffl ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ! ~ ~ ~ ~ ffl ~ ~ ~ 1 ~ ~ i ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ i ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ i ~ ~ ~ -Oébitobs -Scenllr1o anomalie -Oébitmoyobs -Débitobs --Scenario anomalie -Débit moyobs -Moyenne horiZ30 -Ml>'!'BMe hor1Z30 Mo)

Kidira Balœl

1600~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ 6()(),--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

1400 500 'ii, 1200 1400 1 1000 "' ~ 300 !ij 1 iî"' 200 +·- 600 1 r--·-·-·-·r,n:·---·-·=·-·,antt;, 1t11~·-11m·-·-:,rcr·trnrnr " \1 u" 111 • 111111 1 ~ 100 i---~-- __ J;iflL-----.. ---IVtf,dt 400 200 Q+---,-~~~~~~~~~~~~...... ,---,, O+--,-~~~~~~---.--T-r-r~~-,--,--,--,--,-,--,-,---.-,--,-,-,...... -,, i ~ ~ i ~ 1 ~ i ~ ~ ~ ~ ~ ~ ffl ~ ij ~ 2 1 ~ ~ ~ 2 ~ ilii~i~iiiil2~~~~ijij~~ffl22~~ffli~~~~2iill -Débltobs -Scenario anomalie -Débitmoyobs -Débttobs -Scenar1oanomalle -Dtbftmoyobs --Mor),onne hartz30 --Mor),onne hortz60 -Mor),onno hortz90 -Mo)'enne horiZ 30 . ., Moyenne horiZ 60 -Moyenne horiz90 Figure 110 : Evolution des débits annuels observés et simulés par le modèle GR2M sur la base des données du modèle HadRM3P et du scenario « anomalie»

357 ------· ·---~-----·------Baflng Makana Oualia 300 600 250 500 ~ .Ë. i 400 .§. ai"' :, 15() C C 300 .. l! 100 1 .D 200 ~ 1 50 100 p-t--,,-,--,--,--,--,-...--.---r~-.--r---r--,--r--r---r--r-r--i--r-r--,--,-..--.--,--,-~ 0 +--T--r--r--r----,---,,------,.---,----,---,----r--r-~--.----.--~--.------.---,---,-....,.....-r---r--r--.----.---1 ~o~o~o~o~o~o~o~o~o~o~o~o~o~o~~~m~~G~œœoo--NN~~~~~~~m~~Gœœœ œœœœœœœœœoooooooooooooooooooo 1 1 1 ~ ~ i 1 1 1 ~ ~ ~ ~ ~ ~ ffl ~ ~ ! ~ ~ ~ ~ ~ ~ ! ~ ! ! --NNNNNNNNNNNNNNNNNNNN -Débitobs -Sœnario anomalie •Débitmoyobs -D6bltobs ---Scenarlo anomalie •D6bltmoyobS

- •Mo)lllnne hor1z30 • Mo)lllnne horlZ 60 • Mo)lllnne horlz90 - •Mo)lennehorlz30 - • Mo)lenne horiz60 • Mo)lenne horiz 90

Kidlra Balœl 400~------~----~-~ 1800 350 1800 :Dl 1400 'in' 1 250 1 1200 1000 :!IX) 1 ~ 1 .. 800 150 j 1 600 100 400 50 200

0 ~ O+--r---.----.--r--.----r-,--,----r----r--r--r---r-,--,--.----r--r--.---r--...--.--.--,-~ 1 i 1 ~ ~ i 1 1 1 ~ ~ i ~ ~ ~ ~ ~ ! 1 1 ~ ~ ! ~ ~ 1 1 ~ ~ #~;,;,,~~~'''~~~''''~~,~~, -D6bltobs --Sœnarlo enom1Ue - •D6bltmoyobs -D6bltobs --Scenarlo anomalie - •Oébltmoyobs - • Mo\'lffle horlz 30 - •Moyanne horlz60 - • Mo)lllnne horlz 90 - • Mo)lllnne horlz30 - •Moyenne horlz60 - ·Moyenne horlZ90 Figure 111 : Evolution des débits annuels observés et simulés par le modèle GR2M sur la base des données du modèle RCA et du sœnario « anomalie »

358 ------Bafing Milkana Oualla o.oo i 60.00,--~~~~~~~~~-,-~~~~~~~~~~--r-~~~~~~~~~---, ' -10.00 ' ' ' . '. .' 50,00 +··-··-··-··-·····-··-··-···········-··-··-··-·····-··-.)...... ··-··-··-··-··-··-········-!--··-··-··-··-··-··-·····-··-·····-··-··-··-··-··-··-··-·• i' 1 l 1 1 -20.00 ··-··-··-··-··-··-··----·--··--·----·---·-··-··-··-·---~------·--··-·--··--·-··-··-··------i----·-·--··-··-··-··-··------·-··-··-··-··. i § l 40.00 ------··-··-.. ------··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·-' 1 li ' .' 1. ·c .. ------.. - .. _.. _.. ______.. ______' ------.. -·-----.. ---.. ------·-··-··------.. 1'.. - .. ____ .. ______.. _.. _.. ______' ID -30.00 i 1 1 > 30.00 ••-•·-••-·•-•·-··-·-··-··-··-·•-••-••-••-••-••-··-·•-·•~•·-•·-··-··-··-··-··-··-·•-••-••-•·-··-·•-·•-·-·•-••-••-!•-••-••-··-·•-·•-··-••-•·-••-•-••-••-•·-••-·•-··-··-··-·I i -8 !-= ...... i 1 ,el ' ~ ...:io.oo 20.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--·-··--·~-·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-~·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·-··-··-·-··-··-··-··-··-· ~ i ~ ' 1 ' ' ~ ! ! -50.00 ··-··-··-·------·-··------+-·------·-··-··-··-··-··-··------·------;------·------··-··-··-··--·--- 10,00 ' ' ! i ! i 1 i -60.00 0,00 Horizon 2030 Horizon 2060 Horizon 2090 Horizon 2030 Horizon 2060 Horizon 2090

Kidira Balœl

4.00 2.00 ·-··-··-· -··-··- ·-·····-··-··-·-··-··-··-·~ 0.00 l 30.0Q ' l -2.00 25.0Q ·--·- ·-··-··---~---·---~---··- ·-··-··-··-··-··- ·-··-· -··-··-·· -4.00 i 20.00 -6.00 >.. i -8.00 :.::. ::::::.:::: :.::.: ::::::::.::.·~ .. 15.00 -@l ~.: : :: : : :: -8 ~ i g ! -10.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·Î---··----·-----··-··-··-··-··-··-··----··-··-··-··-··-i·--·-··-··-··-· ·-··-··-··-··-··-··-··--·-··----··-·· 10.00 .i i. ~ ~ .12.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·•-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-•·-··-··-··-··-··-··-··. . ·-··-··-··----··-··-··-··-··-·· 5.00 ~::I\:::~::··-··-··-· -··- ·-· -··- ·-··-··-· ...... _i\I\:\_~~~=;~;L~;~~:~~;~~~::· 1 -14.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--~----··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-'·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· 0.00 .-16.00 ' Horizon 2030 Horizon 2060 Horizon 2090 Hollzon 2030 Horizon 2060 Horizon 2090

Figure 112 : Evolution du taux de variation des modules interannuel aux horizons 2030, 2060, 2090 sur la base des données du modèle HadRM3P

359 ------Bafing Mikana Oualia

0.00 20.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-.. ···-··-··-··-··+·-··-~-----' .. -·-··-··-··-'"-··-.. -.. -··-··-··-··-··-··-··-··-.. -..... -.. -10.()0 ··-··-··-··-··-··-··------·-··-··-··-··-··--·~------·--·--··-··-··-··-··-··-··' ' 15.00 ' ' .' .' ' ' 10.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-··*·-··-··-··-··-··-' ··-··-··-··-·· ··------·--·-··-+--·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··----··. il -20.()0 ------·-··-··-··-··-··-··-··----!------·--··-··-··-··----··----·--·-----··-··-··-··-··~------··-··-··-··-··------·- l ' ! ! ' 5.00 .. -··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-·· -··-··-··-l.-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· .i ' -30.()0 ------··------.------·-··-··--·-!·-··-·------··------·-··-··------~------·------' o.oo J -<40.()0 ------·-··--·-·· ------··-··-··-··-··-··-·--·--··-··-----·-·- t> -5.00 ' ,8 ' "Ill• -10.00 !li -50.()0 ------·-··----!------·-··-··-··-·---·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··!-··-· ··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-··-··- ' ! ! -15.00 . - --- ·- ·-· -··-· -··-··-··- i ~ J ·- -.. ··r::::::::::::: :::::-··-· -··----.. --·-::::.::::::::::t:______.. _----~·-··-·-··-··- ·- -·-··-·-1 -60.()0 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··----i---·-··-··-··-··-··-··-··-··----··-··-··-··-··-··--·--·t"'-·-··-··-··-··-··-··-··--·----·--·-··-··-··-··-··-··- -20.00 -70.()0 -25.00 Horizon 2030 Horizon 2080 Horizon 2090 Horizon 2œ:> Horizon2œ:> Horizon 2ŒIO

Kidira Balœl o.oo 0.00------~------r-----, ' ------··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-·J-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-1·------·-··-··----··-··-··-··-··-··----··--·-··-··-··' ' # -15.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-·--··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· I ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· I ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· -5.00 ...... ' ' C ' ~ -10.00 ' ' .' ' C ! ! :! -30.00 ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··+-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··+-··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-··-··--·--·-··. . 0 ' ·! ' 1 -15.00 ··-··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-----,--·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·--··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··' ' ~ ...... __ ' ..«i.00 ··-··-··-··-·--··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··L··-··-··-··-··-··--·-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-·· I ··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··-··--·-·· ~ '' )( ~.00 -8 ' :::, Ill ~ ,8),00 ------··----··-··-··-··-··-··----.. ------··-··-··-··--·J.--,~ 1- -25.00 - ·-· -··-··- ·-··-· -··- ·- ·-··-·--··--·-·(-··-··-··-··-··-··-··-··- ·-··-··-··-··-··-··-··-··- --1---·-··--·-·---·-·· ' i ~ -30.00 -75.00 L------'------~------Horizon 2030 Horlzon2œ:> Horizon 2090 Horizon 2030 Horizon 2060 Horizon 2090

Figure 113 : Evolution du taux de variation des modules interannuel aux horizons 2030, 2060, 2090 sur la base des données du modèle RCA

360 1- --- -~~- -~-~---~------1, 1 Pour le modèle RCA, à exception du bassin de Oualia où une hausse est attendue à 1 l'horizon 2060, il est prévu des écoulements inférieurs aux moyennes de la période de référence 1961-1990 dans tous les sous-bassins. Ainsi à l'horizon 2030, la plus forte baisse 1 est attendue à Bakel (-52, 75%) alors que le sous-bassin de Oualia sera soumis à la plus faible baisse (-12,72%). L'horizon 2060 sera caractérisé par une faible hausse plus ou moins 1 importante des écoulements par rapport à ceux de l'horizon précédent. Cependant} les modules interannuels restent inférieurs à ceux de la période de référence, sauf à Oualia où 1 un excédent de 14,54% est attendu. Enfin à l'horizon 2090, il est prévu des déficits

importants variant entre -661 83% à Bakel et -19,09% à Kidira (figure 113). il Conclusion partielle. Cette dernière partie de notre travail s'attache à appliquer au haut bassin du fleuve Sénégal} 1 les avancées notables enregistrées dans les domaines de la modélisation hydrologique et les études d'impacts potentiels d'un changement climatique sur les ressources en eaux. li Les résultats de la modélisation pluie-débits ont montré que le modèle GR2M reproduit d'une manière satisfaisante les débits mensuels des sous bassins de Dakka Saïdou, Bafing I! Makana , Oualia, Gourbassi, Kidira et Bakel. Ceci nous a permis d'étendre les chroniques des débits mensuels à l'année 1931 et de combler les années lacunaires. Rappelons que 1 pour la majeure partie des stations hydrométriques, les observations ont démarré à la fin des années 1950. 1 Dans la dernière partie de nos recherches, nous avons évalué les impacts potentiels d'un

changement climatique sur les écoulements dans quatre sous-bassins (Bafing Makana1 1 Oualia, Kidira et Bakel) en utilisant les sorties de deux modèles climatiques du Programme Ensemble (HadRM3P et RCA) sous les conditions du scénario A 1. Ces données ont servJ 1 «d'imput » au modèle GR2M pour générer les débits mensuels prévus. Les résultats

obtenus, comparés aux débits observés1 ont permis d'apprécier les écoulements aux li horizons 2030, 2060 et 2090 pour les quatre sous-bassins, par rapport à la période de Il référence 1961-1990. En raison de la variété (taille, physiographie, états de surface et caractéristiques des sols) des bassins, qui leur donne une sensibilité différentes au regard des termes du climat (Sighomnou, 2004), les impacts sont variables d'un bassin à l'autre. 1 Cependant, les résultats obtenus doivent être maniés avec beaucoup de précaution en 1 raison de quelques difficultés inhérentes aussi bien à la modélisation hydrologique qu'à J'utmsation des modèles climatiques. 1 1 361 11 1- 1 1 1 1 1 CONCLUSION GENERALE 1 1 1\ 1 1 li 1 1 1 li ! 1:' 1 1:i

1 1 1 1 : 1 362 1 1 l 1 1 1 L'objectif de cette étude était de caractériser la variabilité des écoulements dans le 1 haut bassin du fleuve Sénégal et d'évaluer les impacts du changement climatique. Ceci requiert des données hydro climatiques représentatives de la région et des 1 modèles hydrologiques adaptés. A cette fin, nos recherches ont porté sur les deux principaux aspects de la dynamique des ressources en eau sur bassin versant : le 1 climat, à travers ses principaux facteurs (pluie, températures, insolation, vent, humidité relative et l'ETP) et les processus hydrologiques de surface. Aussi, au 1 terme de ces recherches, nous présentons dans ce qui suit la synthèse générale des 1 résultats et quelques perspectives. 1. La synthèse générale des résultats. 1 Nos travaux se sont articulés autour de trois grands axes : l'analyse du cadre de l'étude ; la caractérisation des paramètres hydro climatiques du haut bassin, et la 1 modélisation hydro climatique. Les principaux résultats à retenir du traitement de ces 1 axes sont: Le cadre de l'étude. Par son cadre physique, le haut bassin contraste des 1 régions avoisinantes. Cependant, il ne forme pas une région uniforme. Aux hautes terres guinéennes de la partie méridionale succèdent, au nord, les 1 plateaux soudaniens et les plaines sahéliennes, qui s'adoucissent considérablement. La géologie y transparait à travers un conglomérat issu 1 des vicissitudes tectoniques de la région. Des types de sols, variables d'un milieu à l'autre, ont évolué à travers les différents épisodes climatiques. 1 Certains types de sols se sont cuirassés. Cette diversité des sols n'empêche cependant pas une certaine uniformité quant à leurs faibles aptitudes à la 1 mise en valeur. La végétation y varie suivant les aptitudes du sol et de l'importance de la pluviométrie. Elle se dégrade aussi bien dans l'espace que 1 dans le temps. Ces différents caractères géographiques du milieu naturel du haut bassin, tout en reconnaissant des entités régionales spécifiques :I traduisent aussi leurs interférences dans le cadre hydro climatique du bassin versant. Le réseau hydrographique s'y est adapté de manières diverses, 1 suivant les caractéristiques de chaque ensemble. Des unités lithologiques et 1 1 1 1 morphologiques bien tranchées se dégagent entre le sud et le nord du haut 1 bassin. L'écoulement se fait à l'intérieur des lits mineurs généralement bien calibré, sans échanges latéraux, limitant les possibilités d'infiltration d'où 1 l'indigence des nappes. Sur le plan climatique, le haut bassin est régi par la circulation de 1 l'atmosphère induite par les anticyclones des Açores (océan atlantique) et libyen en hémisphère boréal et l'anticyclone de Sainte Hélène dans l'océan 1 atlantique austral. Les facteurs climatiques résultants s'expliquent par les déplacements du Front Intertropical (FIT) qui sépare les flux d'alizé (maritime 1 et continental), émis par les anticyclones des Açores et la cellule libyenne, et le flux de mousson provenant de l'anticyclone de Sainte Hélène. Ces deux 1 flux se différencient par leur humidité qui permet de diviser l'année en deux 1 saisons bien distinctes. Les paramètres hydro climatiques du haut bassin. Le climat du haut bassin 1 est étudié à travers, les températures, les vents, l'humidité relative, l'insolation, l'évapotranspiration potentielle et les précipitations. Facteurs de 1 premiers ordres, les précipitations occupent une place primordiale. Elles déterminent les zones climatiques et les conditions des écoulements. L'étude 1 des précipitations s'est appuyée sur des données émanant de 48 postes pluviométriques. Les données annuelles ont été homogénéisées à l'aide du 1 vecteur régional afin de combler les lacunaires et remplacer les valeurs douteuses. La période 1931-2005 a été retenue en raison de la disponibilité 1 des données, et de manière à couvrir un grand nombre de postes représentatifs des unités climatiques du haut bassin. Les tests de ruptures 1 effectués avec le logiciel KronoStat ont montré que les séries étudiées présentaient toutes des ruptures. Ces ruptures, dont 75% sont enregistrées 1 au cours de la période 1966-1970, se traduisent par une baisse des moyennes annuelles des périodes situées de part et d'autre de l'année de 1 rupture. Les déficits de la période d'après rupture par rapport à la période d'avant rupture varient, dans la zone guinéenne, de 12,6% à Labé 22,2% à 1 Faléa. Dans la zone sud soudanienne, des déficits de 18,9% et 12,3% ont été enregistré respectivement à Bamako-Sénou et Kéniéba. Au sud de ce 1 domaine, le déficit est estimé à 22, 1% à Kita et 21,6% à Saraya. C'est dans 1 1 1 1 le sahel que les taux les plus élevés ont été enregistrés 30,9% à Nioro du 1 sahel et 75% à Kiffa. Depuis cette rupture, on observe une baisse continue et généralisée des 1 précipitations, dont les paroxysmes ont été enregistrés en 1972-1973 puis en 1983-1984, ce qui a conduit à l'installation de la sécheresse. La méthode des 1 quantiles a permis d'en déterminer les seuils dans les quatre domaines 1 climatiques du haut bassin. Les méthodes des polygones de Thiessen, du Krigeage, de l'inverse des 1 distances et des moyennes arithmétiques ont été utilisées pour déterminer les pluies spatiales par sous bassin. Il ressort de l'analyse des résultats que 1 la dernière méthode se détache des autres. Les trois autres méthodes retenues donnent des résultats plus ou moins similaires, même si la méthode 1 du Krigeage semble être la plus aboutie (Arnaud et Emery, 2000 Baillargeron, 2005 ; Le Lay, 2006 ; Lebel, 1984 ; Chahinian, 2004).

1 Les effets de péjoration pluviométrique ont été caractérisés à l'échelle mensuelle à travers les CP M (Coeficients Pluviométriques Mensuels) et les ! 1 moyennes mensuelles des périodes d'avant et après rupture au niveau des stations représentatives des unités climatiques. Pour le domaine guinéen, on 1 constate une diminution des précipitations mensuelles pour l'ensemble des mois pluvieux des trois stations à l'exception du mois de mai (et ceci 1 seulement pour la station de Labé), mois pour lequel les pluies n'ont pratiquement pas variées entre les deux périodes. Les écarts varient entre, 1 1,6 mm (mai) à 45,3 mm (septembre) à Labé, à Siguiri 1, 1 mm (avril) à 54,7 1 mm (septembre) et 20,9 mm (avril) à 63 mm (septembre) à Mamou; le mois de juillet n'a pas enregistré de variation au cours des deux périodes. Dans le 1 domaine sud soudanien, les écarts varient entre 20 mm (août) et 70 mm (septembre) à Bamako-Sénou ; 7 mm (juillet) et 39 mm (août) à Kédougou. 1 C'est à Kéniéba qu'on observe la plus grande fluctuation, 26 mm (juillet) et 115 mm (août). Dans le domaine nord soudanien, les écarts varient entre 1 46,5 mm (juillet) et 88 mm (août) à Kita ; 27 mm (juillet) et 99 mm (septembre) à Kolokani, 53 mm (juillet) et 103 mm (septembre) à Saraya. 1 Dans le domaine sahélien, les mois les plus pluvieux ont connu des baisses plus importantes. Les écarts ont varié entre 37 mm (septembre) et 113 mm 1 1 1 1 (août) à Nioro du sahel ; 28 mm Quillet) et 5 mm (septembre) à Kidira ; 21 1 mm Quillet) et 52 mm (août) à Sélibaby. Dans ce domaine climatique, la baisse des précipitations mensuelles couvre l'ensemble de la période 1 hivernale. On remarque que la baisse des précipitations est plus importante pour les mois les plus pluvieux Quillet, août et septembre) et que leur cumul 1 pluviométrique est fortement corrélé aux pluies annuelles. La sécheresse aurait pour conséquence, outre une diminution des totaux mensuels, la 1 contraction de la saison des pluies. 1 Sur le plan spatial, la variabilité est plus nette car la pluviométrie dans le haut bassin décroît suivant un gradient sud-nord. Par ailleurs, l'analyse 1 fréquentielle a mis en évidence que la répartition des pluies journalières n'obéit pas à la logique latitudinale. Car, pour un même temps de retour, les 1 quantiles augmentent des stations sahéliennes aux stations du domaine soudanien (zone active des lignes de grain) avant de diminuer au niveau des 1 stations de la zone guinéenne. En effet, dans la partie méridionale du haut bassin, l'étalement de la saison des pluies s'accompagne d'une diminution 1 de l'intensité des pluies (Rochette C. 1974).

L'analyse des écoulements. La variabilité spatio-temporelle des écoulements 1 a été caractérisée sur la base des données recueillies et critiquées sur différentes périodes. L'analyse des débits interannuels a été réalisée sur une 1 période de 106 ans (1904-2010). Il ressort de l'analyse des débits annuels que tous les cours d'eau étudiés ont connu des évolutions similaires, avec 1 quelques années de décalage. Les chroniques de débits annuels ont tous 1 connu plusieurs ruptures dont la dernière a été observée à la fin des années soixante. Elle s'est traduite par une baisse drastique des écoulements. Ainsi, 1 sur le Bafing à Dibia, le module moyen 1904-1969 a baissé de 34% par rapport à celui de 1970-2010. La baisse est encore plus importante sur les 1 autres cours d'eau (38% sur le Sénégal à Bakel, 53% sur la Falémé à Kidira et 54% sur le Bakoye à Oualia). La variabilité saisonnière des écoulements 1 mensuels et journaliers, ainsi que les événements extrêmes ont été analysés avec des données observées sur la période 1955-2010. Ces analyses ont 1 permis de mettre en évidence l'influence de la sécheresse sur le régime saisonnier des cours d'eau du haut bassin avec le raccourcissement de la 1 1 1 1 période des hautes eaux et l'apparition d'un écoulement intermittent, 1 conséquence du déficit pluviométrique cumulé et de la recharge insuffisante des nappes souterraines dont les restitutions contribuaient à soutenir les 1 étiages. La conséquence la plus notable d'une telle situation est la réduction des disponibilités en eau de surface ; mais plus importante est la répartition 1 saisonnière de volumes écoulés au cours de l'année ;

La modélisation hydro climatique. Les résultats de la modélisation pluie 1 débits montrent que pour la plupart des sous-bassins (quatre fois sur six), le modèle GR2M surestime légèrement les débits simulés par rapport aux 1 débits observés, avec des écarts variant entre 0.73% à Bafing Makana et 1 17.98% à Kidira ; par contre, on note une sous-estimation des débits au niveau des sous-bassins de Dakka Saïdou (-15.53%) et Kidira (-41.17%) où 1 l'écart est très important. Le dernier chapitre de nos recherches a été consacré à l'évaluation des 1 impacts potentiels d'un changement climatique sur les écoulements sur la base des données élaborées à partir des sorties de deux modèles 1 climatiques du Programme Ensemble (HadRM3P et RCA) sous les conditions du scénario A 1. Ces données ont servi «d'imput » pour simuler 1 avec le modèle GR2M, les débits mensuels prévus. Les résultats obtenus, sont comparés aux débits moyens observés au cours de la période de 1 référence 1961-1990, pour estimer l'impact du changement climatique sur les écoulements dans les quatre sous-bassins retenus aux horizons 2030, 2060 1 et 2090. Ces impacts sont variables d'un bassin à l'autre, en raison de la variété (taille, physiographie, états de surface et caractéristiques des sols) 1 des bassins, qui leur donne une sensibilité différentes au regard des termes du climat (Sighomnou, 2004). Ils varient également selon les modèles 1 climatiques. Ainsi, le modèle HadRM3P prévoit des évolutions similaires des modules interannuels pour les quatre sous-bassins étudiés, même si les 1 valeurs prévues sont excédentaires pour deux des sous-bassins et déficitaires pour les deux autres. Les taux de variation à l'horizon 2060 sont 1 supérieurs à ceux prévus à l'horizon 2030 et inférieurs à ceux prévus à 1 l'horizon 2090. Les bassins de Bafing Makana et de Oualia seront les plus affectés par la variabilité des écoulements. Aux trois horizons considérés, la 1 1 Il I; tendance est déficitaire pour le premier sous-bassin cité, avec des taux 1 estimés à -40,54% à l'horizon 2030; -31,76% à l'horizon 2060 et -48,26% à l'horizon 2090. Les écoulements prévus à Bakel seraient les moins affectés 1 avec des taux évoluant comme suit : une baisse de -8,20% suivie d'une légère hausse de 2,50% ensuite d'une baisse de -13,56% des débits moyens 1 par rapport aux moyennes de la période de référence. 1 Pour le modèle RCA, à l'exception du bassin de Oualia où une hausse est attendue à l'horizon 2060, il est prévu des écoulements inférieurs aux 1 moyennes de la période de référence 1961-1990 dans tous les sous-bassins. Ainsi à l'horizon 2030, la plus forte baisse est attendue à Bakel (-52,75%) 1 alors que Oualia sera soumis à la plus faible baisse (-12,72%). L'horizon 2060 sera caractérisé par une faible hausse plus ou moins importante des 1 écoulements par rapport à ceux de l'horizon précédent. Cependant, les modules interannuels restent inférieurs à ceux de la période de référence, 1 sauf à Oualia où un excédent de 14,54% est attendu. Enfin à l'horizon 2090, il est prévu des déficits importants variant entre -66,83% à Bakel et -19,09% 1 à Kidira. 2. Les perspectives. :1 Malgré des résultats encourageants, des insuffisances ont été notées au cours de ces recherches. Ces insuffisances qui méritent d'être prisent en compte dans les 1 études futures sur l'évaluation des impacts du changement climatique sur les ressources en eau au Sahel, se subdivisent en quatre principaux points : 1 - L'acquisition des données climatiques et hydrologiques. Le manque des 1 données observées de l'ETP, principal paramètre climatique (plus de 75% de la pluie annuelle) du bilan hydrologique, peut entraîner des biais importants 1 dans les simulations hydrologiques. Ainsi, la mise en place des dispositifs de mesure des flux de chaleur sur les différents états de surface du bassin 1 permettra de mieux évaluer l'ETP à l'échelle du bassin. En plus, l'établissement du bilan hydrologique à l'échelle du bassin est basé sur une 1 approximation de la recharge des nappes dont aucune mesure n'est disponible sur une grande partie du bassin. La recharge de la nappe est un 1 paramètre important pour la caractérisation du fonctionnement hydrogéologique des nappes du bassin. Il est donc pertinent que les 1 1 11 1 différentes nappes du bassin soient bien caractérisées et suivies sur le long 1 terme à l'aide d'un réseau représentatif de piézomètres. La caractérisation du fonctionnement hydrogéologique de ces nappes peut s'accompagner 1 d'un ensemble de travaux de modélisation hydrogéologique ; - La mise en œuvre des modèles climatiques. L'examen des données 1 climatiques des deux modèles climatiques régionaux a montré qu'elles présentent des bais significatifs. Une amélioration mérite donc d'être 1 apportée aux différents RCMs dans leur paramétrisation pour réduire la fréquence des pluies et l'intensité des pluies extrêmes. En plus, la résolution 2 1 spatiale des modèles, large de 50x50 km , ne permet pas de représenter le contraste du couvert végétal et de la topographie, alors que les processus de 1 mésoéchelle (7 à 25 km) jouent un rôle important dans la dynamique de la mousson Africaine à travers la rétroaction des conditions de surface sur 1 l'atmosphère. Des modèles de grande résolution spatiale pourront intégrer la simulation de l'évolution des états de surface sous les différentes conditions 1 du changement climatique (Ibrahim, 2012). - La prise en compte d'autres scénarios du changement climatique. Le scénario 1 A 1B, sous lequel les deux modèles climatiques ont été tournés, est un scénario intermédiaire qui caractérise la condition moyenne du changement 1 climatique. Cependant, bien que les deux aient présenté toutes les tendances possibles de l'évolution de la pluie annuelle, la prise en compte 1 des situations climatiques extrêmes définies par les scénarios B 1 (le plus 1 optimiste) et A2 (le plus pessimiste) permettra de mieux évaluer l'amplitude de la variation du champ des pluies et de ses impacts sur les ressources en 1 eau. - La mise en œuvre de la modélisation hydrologique. Le modèle GR2M nous a 1 permis de reproduire de façon satisfaisante le régime hydrologique dans les sous-bassins étudiés. Cependant, il ne prend pas explicitement en compte la 1 dynamique des états de surface sur les bassins versants. Or, dans un contexte de dégradation du couvert végétal, l'augmentation de la surface des 1 zones de sol nu modifiera sans doute le coefficient de ruissellement des bassins qui pourra produire un écoulement plus important ; d'où la nécessité 1 de prendre en compte cette dynamique, à travers les données de télédétection, sans aucun paramètre de calage du modèle, pour améliorer 1 1 1 1 significativement la caractérisation du fonctionnement hydrologique des 1 bassins sahéliens. 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 369 1 Il•1 Table des matières

1 Résumé 1 1 Remerciements 3 LISTE DES ABREVIATIONS, SIGLES, ABREVIATIONS 4 1 INTRODUCTION GENERALE 5 1 Aspects physiques...... 5 Les aspects socio-économiques...... 7 ' 1 Problématique de la thèse 1O 1 CONNAISSANCE DU SUJET 11 PREMIERE PARTIE 14 li CHAPITRE 1 : Aperçu hydro climatique en Afrique de l'Ouest 14 ! 1. Le climat 14

Il 1.1 Variabilité pluviométrique 14

1 Il 1.2 Les régimes pluviométriques 14 ! 1.3 Les conditions climatiques 16

1 1.4 Eléments majeurs de la circulation atmosphérique en Afrique de l'Ouest 17 1 1.4.1 Les alizés 17 1.4.2 La Mousson de l'Afrique de l'Ouest 18 1 1.5 Circulation atmosphérique et conditions hydro climatiques 20 1 1.6 Les discontinuités 21 1.6.1 La discontinuité d'alizé 21 1 1.6.2 L'Equateur Météorologique 22 1.7 Les noyaux de vents d'est 22

1 1. 7 .1 Le Jet d'EST Africain Nord (JEAN) 22 1 1. 7 .2 Le Jet d'Est Tropical (JET) 23 1 1.8 La pluviogenèse en Afrique de l'Ouest 26 1 1 1 1 1 i 1.8.1 La saison sèche 26 i1

1 1 1.8.2 La saison pluvieuse 27

1 1 1.8.3 Les lignes de grains 27 11. L'HYDROLOGIE 29

1 11. 1 Régimes fluviaux 29 1 11. 1.1 Le régime tropical pur 29 11.1.2 Le régime tropical de transition 29 1 11.2 Vulnérabilité des grands systèmes hydrologiques de l'Afrique de l'Ouest 31 1 CHAPITRE Il : TRAITS PHYSIQUES DU HAUT BASSIN 33 111. Le Fouta Djalon 35 1 1 les hauts reliefs du massif de Mali, du plateau de Labé et de Dalaba 37 Les contreforts septentrionaux 39

1 IV. Le Plateau Mandingue 42 1 V. le pays de la Falémé 45 VI. Les plaines et plateaux du nord 50

1 DEUXIEME PARTIE: ÉTUDE HYDROCLIMATIQUE 62 1 CHAPITRE 1 : ETUDE DES PRINCIPAUX PARAMETRES DU CLIMAT 63 VII. Les températures 64 1 Vll.1 Le régime thermique guinéen 64 Vll.2 Le régime thermique sud soudanien 67

1 Vll.3 Le régime thermique nord soudanien 68 1 Vll.4 Le régime thermique sahélien 71 VIII. les vents 75

1 Vlll.1 Vitesses moyennes des vents 75 1 Vlll.2 Directions dominantes des vents. 76 IX. l'humidité relative. 80 1 2 1 1 Il 1 X. L'insolation. 82

1 XI. Evapotranspiration potentielle. 85 1 XII. Vue synoptique des différents paramètres climatiques 87 CHAPITRE Il : ANALYSE DE LA PLUVIOMETRIE 93 1 XIII. Données de base pluviométriques. 93 93 XII 1.1 Choix des stations et de la période de l'étude. 1 97 Xlll.2 Critique et homogénéisation des données. 98 1 Xlll.3 Méthode du vecteur régional. 98 Xlll.3.1 Méthodologie. 99 1 Xlll.3.2 Application du vecteur régional. 99 1 Xlll.3.3 Reconstitution des chroniques des pluies annuelles. Xlll.4 Détection de rupture dans les séries de pluies annuelles. 100 100 1 Xlll.4.1 Test de Pettit. 101 Xlll.4.2 Méthode Bayésienne de Lee et Heghinian. 1 101 Xlll.4.3 La méthode statistique U de Buishand. 101 1 Xlll.4.4 La méthode de segmentation de Hubert. 107 Xlll.5 Analyse temporelle des précipitations. 1 107 Xlll.5.1 Variabilité annuelle. 107 1 Xlll.5.1.1 Variabilité interannuelle. 125 Xlll.5.1.2 Variabilité décennale. 142 1 Xlll.5.1.3 Variabilité trentennale. 155 1 Xlll.5.2 Variabilité mensuelle. 155 Xlll.5.2.1 Variabilité inter mensuelle. 166 1 Xlll.5.2.2 Répartition saisonnière. 167 1 Xlll.5.2.3 Effet de la rupture sur la répartition mensuelle Xlll.6 Calcul de la pluie moyenne spatiale dans les sous bassins. 180

1 3 1 1 'Il1 180 Xlll.6.1 Méthode des moyennes arithmétiques. 181 1 Xlll.6.2 Méthode des polygones de Thiessen. 183 Xlll.6.3 Méthode de l'inverse des distances. 1 183 Xlll.6.4 Méthode de Krigeage. 1 Xlll.7 Analyse fréquentielle des précipitations. 187 187 Xlll.7.1 Analyse annuelle 187 1 Xlll.7.1.1 Analyse des pluies ponctuelles. 190 1 Xlll.7.1.2 Analyse spatiale des pluies. 192 XI 11. 7 .1.3 Analyse trentennale. 194 1 Xlll.7.2 Analyse mensuelle. 1 Xlll.7.3 Analyse journalière. 196 XIV. EFFET DE LA PEJORATION CLIMATIQUE SUR LA PLUVIOMETRIE. 202 203 Il XIV.1 Les mécanismes du climat sahélien. 203 XIV.1.1 L'intensité de la mousson. 1 203 XIV.1.2 Le rôle des températures de surface des océans (SST). 204 1 XIV.1.3 Le couplage "sol atmosphère". 205 XIV.1.4 Humidité du sol et couverture végétale. 206 1 XIV.1.5 Le rôle de la poussière. 207 1 XIV.2 Mise en place de la sécheresse. XIV.3 Etude de la sécheresse récente par la méthode des quintiles. 208 216 1 CONCLUSION PARTIELLE. CHAPITRE Ill LE RESEAU HYDROMETRIQUE ET LES DONNEES DE BASE. 217 1 217 XV. PRESENTATION DES UNITES HYDROLOGIQUES. 217 1 XV.1 Le réseau hydrologique du haut bassin. 220 XV.1 .1 Les affluents rive gauche du Sénégal. 1 222 Le Bafing-Téné (rivière noire en Malinké).

1 4 1 1 Il 1 La Falémé (petite rivière en Malinke). 223 224 1 XV.1.2 Les affluents de rive droite du Sénégal. 224 Le Bakoye (rivière rouge en Malinké). 1 225 Le Baoule. 226 1 La Kolimbiné. 227 Le Karakoro. 1 227 XVI. LES TRAITS PHYSIQUES DE L'ECOULEMENT. 227 1 XVl.1 La pente et la forme des hauts bassins. 229 XVl.2 Les profils en long des rivières des hauts bassins. 234 1 XVII. LE RESEAU HYDROMETRIQUE. 234 XVll.1 Présentation et critique statistique des données hydrologiques. 1 236 XVll.1.1 Stations hydrométriques et périodes retenues. 236 1 XVll.1.1.1 Stations retenues. 238 XVll.1.1.2 Les périodes retenues. li 238 1 XVIII. ETUDE DES ECOULEMENTS. 238 1 XVlll.1 Variabilité annuelle. 238 XVlll.1.1 Analyse des débits annuels moyens. 1 250 XVlll.1.2 Irrégularité interannuelle des débits. 252 1 XVlll.1.2.1 Analyse fréquentielle des modules annuels. 253 XVlll.2 Variabilité mensuelle.

i 254 1 XVlll.2.1 Variation saisonnière des débits mensuels. 257 XVlll.2.2 Variabilité interannuelle des débits moyens mensuels. 1 261 XVlll.3 Variabilité des débits journaliers. 268 1 XIX. Les formes extrêmes de l'écoulement. 268 XIX.1 Débits caractéristiques classés. 1 276 XIX.2 Les crues et étiages.

1 5 1 1

- XXl.1.1.4 Analyse des résultats en calage et validation. 316 1 XXl.2 Application de GR2M et simulation des débits mensuels. 335 1

CHAPITRE Il: CHANGEMENT CLIMATIQUE EN AFRIQUE DE L'OUEST 1 ET SON IMPACT SUR L'HYDROLOGIE 343 XXII. Généralités sur les changements climatiques. 343 1 XXll.1 Les scénarii climatiques. 346 XXll.2 Aperçu sur le climat et sa modélisation. 348

1 XXll.2.1 Les Modèles de circulation générale. 350 1 XXll.2.2 Les Modèles régionaux de l'étude. 353 XXll.2.3 Correction des biais des données pluviométriques. 356

1 XXIII. Etudes d'impact hydrologique du changement climatique. 362 1 XXlll.1 Etude des débits annuels. 362 XXlll.2 Evolution des modules interannuels. 362 1 Conclusion partielle. 372 1 CONCLUSION GENERALE 374 La synthèse générale des résultats. 375 1 Le cadre de l'étude. 375 Les paramètres hydro climatiques du haut bassin. 376

1 L'analyse des écoulements. 378 1 La modélisation hydro climatique. 378 Les perspectives. 380

1 Acquisition des données climatiques et hydrologiques. 380 1 Mise en œuvre des modèles climatiques. 380 Prise en compte d'autres scénarios du changement climatique. 381

1 Mise en œuvre de la modélisation hydrologique. 381 1 Liste des figures 382 Liste des tableaux 384 1 Table des matières 385 7 1 .1