Les régimes de crue et étiage de l’Oubangui à Mobaye, Haut-bassin du Congo

RÉSUMÉ

Cet article caractérise les variabilités interannuelles de régimes de crue et d’étiage sur l’Oubangui à Mobaye (403 800 km²) et son affluent le Mbomou à Bangassou, et les fluctuations de leurs ressources en eau. Les Q_mini ont enregistré une forte baisse (−23%) ainsi que les Q_maxi (−12%) à Mobaye, alors que les Q extrêmes du Mbomou ont une évolution paradoxale : réduction des Q_maxi de −16% (1969–1993) et stationnarité des Q_mini sur la période 1951–1995. Le Q_maxi à Mobaye (13 100 m³/s) a divers temps de retour selon les périodes avec une loi GEV (350 ans en 1938–2015 et 120 ans en 1951–1995) et Gumbel (60 ans en 1938–2015 et 33 ans en 1951–1995), contre 130 ans (GEV) et 20 ans (Gumbel) à celui du Mbomou (4 330 m³/s). Pendant que les Q_mini à Mobaye (246 m³/s en 1938–2015 et 266 m³/s en 1951–1995) ont des fréquences de 60 ans (GEV) et 38 ans (Gumbel) en 1938–2015 ; et 38 ans (GEV) et 26 ans (Gumbel) en 1951–1995. Or le Q_mini du Mbomou montre des temps de retour de 117 ans (GEV) et 20 ans (Gumbel). Les crues ont été plus faibles en 1983 à Bangassou et en 1990 à Mobaye, dont les modes respectifs sont notés en 1966 et en 1961 dans la décennie 1960 hyper-humide. L’indice d’irrégularité R moyen interannuel à Mobaye est plus faible que celui du Mbomou, expressif d’un écoulement hortonien dominant sur le Mbomou. Par ailleurs, une rupture précoce est détectée (1968) avec une baisse des Q_maxi sur le Mbomou (−16% en 1969–1993) et une autre tardive (1981) à Mobaye (−12% en 1982–1993). Pendant que les Q_mini sont réduits sur l’Oubangui (−29% en 1969–1993), ceux du Mbomou sont stationnaires. Ces résultats témoignent d’une instabilité des régimes des Q extrêmes et surtout d’une sévérité de la sécheresse en cours à Mobaye et à Bangassou. Son impact est donc établi dans ce bassin amont de l’Oubangui, réduisant ses ressources en eau et donc un frein au transfert de ses eaux vers le Lac Tchad.

ABSTRACT

This article characterises interannual variability of the peak and low discharges (Q) regimes over the Ubangi River at Mobaye (403,800 km²) and its tributary the Mbomu at Bangasssou, and water resources levels. Maximums (Q_maxi) and minimums (Q_mini) daily and annual mean discharges data on Ubangi River at Mobaye (1938-2015) and Mbomu River at Bangasssou (1951-1995), with reconstituted gaps, were used and applied to variables of statistical tests (arithmetic mean, report “specific year” annual Q/ “normal” Q, frequencies, A coefficient, R irregularity index, search of ruptures and homogeneity) for appreciating their cyclic evolution. The Q_mini recorded higher drop (−23%) than the Q_maxi (−12%) at Mobaye, meanwhile the Mbomu River extremes Q display a paradoxical dynamics: −16% of decline on Q_maxi (1969-1993) and stationarity on Q_mini over 1951–1995 period. The Q_maxi at Mobaye (13,100 m³/s) has diverse return time with a GEV (350 years in 1938–2015 and 120 years in 1951–1995) or Gumbel distribution (60 years in 1938-2015 and 33 years in 1951–1995), against 130 years (GEV) and 20 years (Gumbel) at that of Mbomu (4,330 m³/s). Meanwhile the Q_mini at Mobaye (246 m³/s in 1938–2015 and 266 m³/s in 1951–1995) have frequencies of 60 years (GEV) and 38 years (Gumbel) in 1938–2015; and 38 years (GEV) and 26 years (Gumbel) in 1951–1995. Nevertheless the return periods of the Q_mini of Mbomu are 117 years (GEV) and 20 years (Gumbel). Risings were weakest in 1983 at Bangassou and in 1990 at Mobaye, whose respective peaks are noted in 1966 and in 1961 in 1960s wettest decennial. Interannual mean of R irregularity index at Mobaye is weakest than that of Mbomu, expressing a predominant’ hortonian runoff over Mbomu. In addition, an early break (1968) over Mbomu marked a Q_maxi drop (−16% in 1969–1993) and another late (1981) also affected it at Mobaye (−12% in 1982–1993). Meanwhile, the Q_mini are reduced at Mobaye (−29% in 1969–1993), those of Mbomu are stationaries. These results testify an unsteadiness of the extremes Q regime and mainly a severity of ongoing drought at Mobaye and Bangassou, whose impact is established in the upper basin at Mobaye, reducing water resources and so an obstacle to water transfer towards the Lake Chad.

MOTS-CLÉS:

• Régimes de crue et d’étiage
• périodes homogènes
• ressources en eau
• Oubangui à Mobaye
• Mbomou à Bangassou
• Haut-bassin du Congo

KEYWORDS:

• Risings and low-water level discharges
• hydroclimatic fluctuations
• search of ruptures
• Ubangui at Mobaye
• Congo North-Eastern Upper-Basin

1. Introduction

L’évolution des climats et surtout de leurs incidences sur l’environnement et les activités humaines n’est pas un phénomène nouveau sur la terre. Durant l’Holocène, des séquences de changement ou de péjoration climatiques ont eu lieu, caractérisées par des périodes alternées sèches et humides telles que les ont révélées des études paléoclimatiques réalisées en Afrique (Maley, 1992 ; Neumer et al., 2007 ; Roche, 1991 ; Runge, 2007 ; Schwartz, 1992 ; Thomas, 1994 ; Thomas & Thorp, 1992). Ainsi, le XXe siècle est aussi marqué par des périodes hydro-climatiques aux comportements particuliers les unes comparées aux autres en Afrique. Ces différentes périodes sont établies aussi bien en Afrique occidentale (Mahé & Paturel, 2009 ; Paturel et al., 1998 ; Sircoulon, 1992) que centrale (Orange et al., 1995 ; Wesselink et al., 1996 ; Laraque et al., 1998, 2001, 2013). Celles-ci comprennent 1/ une période dite « stable » du début de ce siècle à 1955 ou 1960, 2/ une période humide à très humide jusqu’en 1970, et 3/ depuis 1971 une sécheresse qui est d’actualité. Quoique Paturel et al. (1998) ont confirmé ces séquences hydroclimatiques, ils ont aussi montré que la période 1910–1922 est déficitaire (ou sèche) pendant que 1922–1936 est humide /excédentaire. Nous remarquons ainsi que cette période globale 1910–1936 ne semble pas stable ou homogène telle qu’observée dans les bassins du Congo et de l’Oubangui (Laraque et al., 1998, 2001, 2013), ayant des séquences alternées sèches et humides.

La succession de ces périodes hydro-climatiques se réalise par des ruptures parfois brutales dans l’évolution des séries ou phénomènes étudiés, dont celles de 1970 et 1980. Ainsi, les ruptures climatiques majeures de 1970 et 1980 (Badoua et al., 2017 ; Mahé & Paturel, 2009) sont des phénomènes consécutifs à la sécheresse en cours, notamment celle qui a débuté en 1970 dans la région et qui persiste aujourd’hui. Les pluies par bassin et les rivières en ont diversement enregistrés l’impact. Il apparait qu’un contexte pluviométrique déficitaire affecte l’hydraulicité des cours d’eau en Afrique intertropicale : ainsi, du Sahel à l’Afrique humide, les ressources en eau se sont abaissées (Olivry et al., 1993). Cette baisse de la pluviométrie et la diminution des apports en eau de surface qu’elle entraîne y sont de nature à pénaliser les différents projets de développements liés à l’eau (Servat et al., 1999). En Afrique centrale, cette cassure pluviométrique des années 1970 a été moins marquée qu’en Afrique de l’Ouest, quoiqu’elle a largement impacté les régimes hydrologiques des grands cours d’eau de la région (Olivry et al., 1998 ; Laraque et al., 1998 ; Nguimalet & Orange, 2019 ; Orange et al., 1997 ; Paturel et al., 1998). De ce fait à l’échelle annuelle, voire pluriannuelle, la pluie (P) et le débit (Q) ont réagi diversement à l’effet de ce phénomène en Afrique Occidentale et Centrale : un déficit pluviométrique de 0–25% (Bricquet et al., 1996 ; Paturel et al., 1998 ; Servat et al., 1999) induit une forte réduction hydrologique (20–55% : Bricquet et al., 1996 ; Laraque et al., 1997 ; Servat et al., 1999 ; Sighomnou et al., 2007 ; Wesselink et al., 1996). Elles ont établi des formes variées de manifestations ou de conséquences de cette sécheresse hydrologique dans les bassins du Congo (Laraque et al., 1997, 2013) et de l’Oubangui (Orange et al., 1995 ; Wesselink et al., 1996) et surtout sur les ressources en eau. Il apparaît que les zones à régime pluviométrique extrême i.e. les plus arrosées et les moins sur la bordure sahélienne au nord, ont subi les modifications les plus importantes (Servat et al., 1999).

Mahé and Paturel (2009) ont aussi confirmé une hausse de la pluviométrie au Sahel à la fin des années 1990, mais que leur moyenne annuelle reste aussi basse que durant la sécheresse des années 1970 et surtout de 1980, dont l’effet est perceptible sur les petits bassins et rivières (Nguimalet & Orange, 2020). De plus, cette diminution pluviométrique n’est pas uniforme dans cet espace : plus élevée dans le Nord-Ouest et plus faible dans le Sud-Est du Sahel. Dans ce contexte, l’augmentation des coefficients d’écoulement des cours d’eau sahéliens est justifiée par l’effet combiné du changement climatique et des activités humaines. Si dans la majorité des cas, l’impact induit du climat explique les variabilités de pluie et des écoulements, Gbohoui et al. (2021) sont allés au-delà de la manifestation du climat pour impliquer la thèse environnementale dans la compréhension globale de la dynamique de pluie et écoulement. Celle-ci a permis de démontrer l’impact couplé de modifications climatiques et de l’environnement, voire de leurs interactions, dans la production de ces phénomènes, notamment le “paradoxe hydrologique”, à l’origine de l’augmentation accentuée des coefficients d’écoulements dans certains hydrosystèmes sahéliens.

En Centrafrique, l’impact général de cet assèchement est aussi en moyenne faible sur les pluies annuelles (−10%) et sévère sur les écoulements (20–75% : Nguimalet, 2010). Ainsi, l’Oubangui à Bangui a recueilli sur ses modules, ou ses débits moyens annuels, des déficits successifs de −3% (1971–1982) et −22% (1983–2013) dans les décennies 1970 et 1980 (Fadika et al., 2008 ; Goula et al., 2006 ; Nguimalet & Orange, 2019). De même, Nguimalet (2017) a montré que les crues de ce cours d’eau ont enregistré une réduction de −16% (1975–2013), et les étiages, une hausse des débits de +4% (1963–1981), lequel a précédé un déficit de −47% (1982–2013) au regard de la moyenne interannuelle, prouvant divers régimes sur ces variables et surtout l’accentuation de la sécheresse dans la décennie 80. Les crues dites « historiques », ayant des débits supérieurs ou égaux à 12,000 m³/s, sont la cause de catastrophes, avec une fréquence minimale de 7 ans, depuis les origines de Bangui (Nguimalet, 2022). Celles-ci sont enregistrées davantage dans la décennie 1960, la plus humide (quatre occurrences), que dans les cinq dernières (contre trois occurrences) empreintes à l’effet de la sécheresse actuelle. Par ailleurs, Nguimalet et al. (2022) ont remarqué une différence de comportement des sous-bassins de l’Oubangui à Mobaye sur le coefficient d’écoulement selon le type de végétation : un déficit de −5% est ainsi noté sous savane (Kotto à Bria et à Kembé) contre une reprise de +10% sous forêt (Mbomou à Zémio et à Bangassou, et Uele à Bondo) sur la période 1951–1995. Entre autres, Nguimalet (2021) a révélé une dynamique complexe/composite à la fois de pluie sur le bassin et de débits moyens annuels, avec de différentes évolutions à Mobaye. Ces évolutions moyennes annuelles témoigneraient dans le temps de possibles affectations de régimes de crues et étiages de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou par la sécheresse actuelle que nous envisageons de comprendre. Bien qu’il existe une forte corrélation entre les exutoires de Bangui et Mobaye sur l’Oubangui à l’échelle annuelle (Nzango, 2018), les Q extrêmes (crue et étiage) réagiraient diversement, à cause d’une variété de réponses hydrologiques observées en ce bassin amont (Nguimalet, 2021). Cela amène à apprécier ces réponses variées en reconsidérant les régimes des débits extrêmes aussi bien à Mobaye (Oubangui) qu’à Bangassou sur le Mbomou, un affluent. Alors comment les crues et étiages de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou ont-ils enregistré l’effet de la variabilité pluviométrique, voire de cette sécheresse sur leurs régimes ? Ainsi, on fait l’hypothèse que i) les crues et étiages n’ont pas la même évolution et ii) sont moins affectés par l’assèchement hydrologique actuel aux exutoires de Mobaye et Bangassou. Pour cela, l’article caractérise i) les variabilités interannuelles et saisonnières de régimes de crue (Q_maxi) et d’étiage (Q_mini) avant et après 1970, et leurs fréquences dans le bassin amont de l’Oubangui à Mobaye, et ii) leurs implications sur ses ressources en eau. Néanmoins, nous discuterons préalablement les variabilités de la pluviométrie et de l’écoulement dans cette partie Nord du bassin congolais pour contextualiser les phénomènes étudiés.

2. Données et Méthodes

2.1. L’Oubangui dans son bassin à Mobaye

L’Oubangui est le principal affluent Nord du bassin congolais, comparé à la Sangha (Figure 1(a)). C’est un cours d’eau transfrontalier, de même que la Sangha, qui est né à Kemba en République Centrafricaine ou RCA, de la réunion du Mbomou venant de la RCA au nord et de l’Uele de la République Démocratique du Congo ou RDC au sud (Figure 1(a)). Ainsi, dans cette frange septentrionale du bassin du Congo, il existe trois principaux exutoires de référence, dont deux sur l’Oubangui (Bangui et Mobaye) et l’autre sur la Sangha (Ouesso : 158 500 km²); la zone d’étude est localisée dans le bassin amont de l’Oubangui, au haut-bassin NE du Congo (Figure 1(b)). Mobaye est situé à 151 km du confluent Mbomou-Uele, dans son cours moyen (403 800 km²). Alors que le bassin du Mbomou à Bangassou (115 000 km²) est 3,5 fois plus petit que celui de l’Oubangui ciblé. L’exutoire de Mobaye coïncide à la traversée de la Surface Centrafricaine (Boulvert, 1996), ou bouclier centrafricain, dont la continuité en RDC est rompue par le chenal fluvial, mais aussi ceux du Mbomou et de l’Uele en amont. Des collines et plateaux y sont modelés dans des grès-quartzites, dont l’érosion a donné lieu aux Rapides de Mobaye. Selon le MNT (Figure 1(b)), l’altitude moyenne sur le bassin est de 1 123 m, avec des valeurs extrêmes de 1 867 m en haut-Uele et de 378 m autour de Mobaye. A différence d’altitude, les hautes terres sur ce bassin s’observent au SE (1 796 m) et au NE (1 333 m), respectivement sur des massifs montagneux du Haut-Uele et de Haute-Kotto, tous deux le long de l’interfluve Congo-Nil (Nguimalet, 2021). A leur suite, ces plateaux sont des surfaces d’aplanissements étagées, s’inclinant vers le chenal de l’Oubangui au sud en RCA et le confluent Mbomou-Uele du côté de la RDC. Ils dominent le piémont oubanguien, ou la plaine de l’Oubangui, par des escarpements, auxquels est emboîtée la vallée de l’Oubangui.

Figure 1. (a) Le haut-bassin du Congo avec les principales stations hydrométriques. (b) Le basson de la rivière Ubangi à Mobaye, sur le haut-bassin du Congo.

Les formations précambriennes y sont représentées par des gneiss et micaschistes en haut-Mbomou et aux moyens Chinko et Ouarra, et par des micaschistes en amont de ces deux rivières, avec des affleurements isolés de granites anatectiques. Sur le moyen Mbomou et tout l’aval de la Ouarra, du Chinko et du Mbomou même, affleurent des amphibolites (Poidevin et Cornacchia, 1984 ; Callède et al., 2009). Au-dessus de ces formations précambriennes, se reposent des dépôts glaciaires paléozoïques de la Kombélé (Censier et al., 1992) et gréso-conglomératiques mésozoïques de Mouka-Ouadda (Malibangar, 2000).

La pluviométrie moyenne annuelle sur le bassin à Mobaye est de 1 494 mm et de 1 491 mm à celui de Bangassou sur la période 1951–1995, influencée par la variante climatique soudano-guinéenne qui y prédomine. La température moyenne annuelle y est aussi de 25,5°C (Bouquet, 1984). Du sud au nord du bassin, on note des végétations de forêts denses humides semi-décidues et sèches, et des savanes (Boulvert, 1986 ; Régner, 1984). Des ilots de forêt dense humide s’observent autour de Bangassou en RCA et dans la vallée de l’Uele en RDC (Figure 1(b)). Les forêts denses sèches forment l’aire de savanes des enclaves plus ou moins importantes, caractérisées par de hautes futaies à cimes jointes, ayant un aspect de forêt dense humide. Les savanes couvrent la majeure partie du bassin au nord, avec une strate de graminées dominante et de ligneuse de densité très variable, qui sont chaque année parcourues par des feux. Les sols y sont ferrallitiques moyennement à fortement désaturés et vice-versa, ou sur surfaces anciennes, et cuirassés très, moyennement et assez peu indurés (Boulvert, 1984). Les cuirassements sont dominants sur les plateaux du Mbomou (Boulvert, 1996).

Le régime hydrologique comprend une saison pluvieuse, ou de crue, avec d’éventuels débordements en termes d’inondations, et une autre sèche, ou d’étiage (Nguimalet, 2017). La population du bassin-versant à Mobaye est estimée à 3.496.728 habitants, dont 1.126.730 habitants en RCA, avec plus de la moitié de la population à Bangassou (Mbomou) et Alindao (Basse-Kotto), et 20.369.998 habitants dans les Bas-Uele et Haut-Uele en RDC (Nguimalet et al., 2022) : la densité humaine est de 9 habitants/km² dans ce haut-bassin congolais. Les activités humaines y sont essentiellement primaires (agriculture itinérante sur brûlis, exploitation minière artisanale et semi-mécanisée, production de bois de chauffe et de charbon de bois, etc.).

2.2. Données et méthodes utilisées

Des données de débits moyens annuels et journaliers, maximums (Q_maxi) et minimums (Q_mini), de l’Oubangui à Mobaye (4°18ʹ00” N-21°11ʹ00” E) sur la période 1938–2015 (77 ans) et du Mbomou à Bangassou (1951–1995, soit 44 ans) ont été utilisées.

Les débits extrêmes de l’Oubangui à Mobaye (1938–1976) ont été tirés de Callède et al. (2009) et de la base de données de l’IRD. Sur la période 1995–2015, ces données ont été extraites de la base reconstituée partant des débits de l’Oubangui à Bangui (Nguimalet, 2021 ; Nguimalet et al., 2022). Les données de débits moyens mensuels et annuels du Mbomou ont été fournies par la Direction Nationale de la Météorologie et la base de l’IRD aussi sur la période 1951–1995. Un contrôle de la qualité de ces séries a été opéré, lequel a permis de rendre compte d’un état des lacunes aussi bien sur les données de l’Oubangui à Mobaye que de celles du Mbomou à Bangassou (Tableau 1). Ainsi, 27% de données mensuelles manquantes ont été reconstituées soit par la méthode des moyennes encadrantes i.e. lorsque les données mensuelles sont manquantes ponctuellement, la reconstitution mensuelle du mois i est faite par la méthode des moyennes des mois i de deux années ou mois encadrant le manquant, soit par régression linéaire. Sur le Mbomou à Bangassou, 44% des lacunes de données ont été comblées à partir de la station amont de Zémio ou à partir de la station hydrologique de proximité pour les années manquantes complètes (Nguimalet, 2021 ; Nguimalet et al., 2022).

Tableau 1. Les lacunes de données de débit sur l’Oubangui à Mobaye et le Mbomou à Bangassou (d’après Nguimalet et al., 2022, modifié).

Stations hydrométriques	Période	Journalières manquant	Mensuelles manquant	Annuelles manquant	Périodes manquantes
Oubangui/Bangui	1938–2015				Aucune
Oubangui/Mobaye	1938–2015 (77 ans, 924 mois)	Non avenu	475 mois (51%)	39 ans complets + 38 ans en partie (53%)	1938, 1950
					1958–1969
					1971, 1975–2014
Mbomou/Bangassou	1951–1995 (44 ans, 528 mois)	Non avenu	231 mois (43,75%)	27 ans complets + 17 ans en partie (39%)	1956–1960
					1968-1970
					1976–1984
Mbomou/Zémio	1951–1995 (44 ans, 528 mois)	Non avenu	88 mois (17%)	3 ans complets + 14 ans en partie (10%)	1951–1953
					1958–1962, 1981–1982, 1984, 1985

Des tests statistiques (moyenne arithmétique des Q_maxi et Q_mini, leurs périodes de retour, rapport module “année particulière” – module “normal”, régressions linéaire et polynomiale, débits spécifiques, coefficient A, indice d’irrégularité R, recherches de ruptures et homogénéités) leur ont été appliqués, après les avoir disposées selon l’année hydrologique qui va du 1^er avril au 31 mars (Nguimalet, 2010), pour évaluer leur sensibilité aux fluctuations hydroclimatiques. Le rapport du module d’une année particulière (ou la moyenne d’un groupe d’années particulières) au module « normal » (Cosandey, 2003), a permis d’estimer l’hydraulicité du bassin amont de l’Oubangui et de celui de son affluent le Mbomou, sur la base des modules interannuels calculés (C.-R. Nguimalet & Ndjendolé, 2008), durant les périodes « humide » (1938–1969/1951–1969) et « sèche » (1970–2015/ 1970–1995) considérées dans l’étude. Cette hydraulicité a été calculée à la fois pour un module « période humide » i.e. une moyenne interannuelle des débits moyens annuels, avant et après 1970, et aussi pour le maximum et le minimum des modules (ou débits moyens annuels) en référence avec la moyenne interannuelle de chaque période/sous-période prise en compte dans chaque série de débits ; la période avant 1970 étant considérée comme “humide” et celle d’après “sèche”. Les périodes de retour, quant à elles, ont été déterminées avec le logiciel HyfranPlus. Les temps de retour ont été calculés pour les Q_maxi avec les lois d’ajustement GEV (Generalised Extreme Values), Gumbel et Weibull avec la méthode du maximum de vraisemblance, et pour les Q_mini les mêmes en plus de la loi Log Normale. Le test de Khi² leur a été appliqué en vue de vérifier des hypothèses et d’apprécier, à partir d’un seuil d’erreur α spécifié, les écarts présentés par l’échantillon par rapport aux valeurs théoriques attendues. Les résultats pourront être des outils d’aide à la décision face à l’importance des écarts entre les quantiles. Les quantiles, eux, ont été définis dans les deux cas pour des valeurs de débits extrêmes aussi bien de l’Oubangui (1938–2015 et 1951–1995) que du Mbomou (1951–1995), selon la longueur de leurs séries respectives. Le but a été de déterminer les périodes de retour des débits extrêmes de référence i.e. les Q_maxi et Q_mini records sur l’Oubangui et le Mbomou, ainsi que leurs spécificités spatio-temporelles.

Le coefficient A, ou coefficient de Pardé, pour calculer la puissance de crue à Mobaye et à Bangassou, s’écrit :

$A=\frac{Q_{maxi}(m^3/s)}{\sqrt{S(K{m}^2)}}$

où Q_maxi est le maximum annuel de crue et S, la racine carrée de la superficie du bassin considéré.

L’indice d’irrégularité R, rapport Q_maxi annuel/Q_mini annuel (Cosandey, 2003), a été calculé pour mesurer le régime des Q moyens extrêmes étudiés. Par ailleurs, nous avons vérifié le caractère aléatoire et détecté des ruptures dans ces séries avec Khronostat 1.01 (Lubès-Niel et al., 1998) : leur ont été appliqués les tests de Rang, de Buishand, de Pettitt, de Lee-Heghinian (méthode bayésienne), et de Hubert, qui donne l’année des différentes ruptures constatées sur la série avec les moyennes et écarts-types des différents segments (Hubert et al., 1989 ; Laraque et al., 1998 ; Nguimalet, 2017). Les fluctuations de ces Q_maxi ou Q_mini moyens homogènes entre hausse et/ou baisse des régimes à Mobaye et Bangassou détermineront des périodes de stabilité ou d’instabilité (hydroclimatiques), rapportées aux moyennes interannuelles des séries, et de possibles implications pour la disponibilité ou baisse des ressources en eau du bassin.

Entre autres, nous avons exposé/analysé, préalablement aux principaux résultats de cette étude, la variabilité pluviométrique et de l’écoulement annuels dans le Nord du bassin congolais sur la période 1935–2019, en se basant sur les sous-bassins de l’Oubangui et de la Sangha, afin de mieux contextualiser la dynamique de la pluviométrie et surtout de son impact sur les phénomènes étudiés (crue et étiage) dans l’espace et dans le temps.

3. Résultats et discussions

3.1. Les régimes annuels de pluie et écoulement dans le haut-bassin Nord du Congo

L’évolution annuelle, voire interannuelle, des indices pluviométrique (P) et d’écoulement (E) souligne un impact évident de la sécheresse actuelle sur aussi bien la pluviométrie des principaux bassins (Oubangui à Bangui et Sangha à Ouesso) que sur leurs collecteurs, surtout depuis 1971 dans le Nord du bassin congolais (Figure 2). Cet assèchement climatique a diversement débuté en 1971 dans le bassin de l’Oubangui à Bangui (499 000 km²) et en 1972 dans celui de la Sangha à Ouesso (158 500 km²), soit un décalage temporel d’un an selon un gradient nord-sud ; pourtant les précédentes années hydrologiques dans les deux cas de figure sont des “normales” (1970–1971 et 1971–1972 respectivement). Ainsi, les indices P ont montré un début de sécheresse en 1971–1972 sur le bassin de l’Oubangui, dont l’impact est plus faible dans les décennies 1970 et 1980, avec quelques séquences plus humides (1975–1977, 1981–1984 et 1987–1989), que dans les décennies 1990 et 2010 (Figure 2(a)). Alors que dans le bassin de la Sangha (Figure 2(b)), la sécheresse hydrologique qui a affecté la pluviométrie dès 1972–1973 est davantage marquée sur la période 1979–2010 (1977–1990), comparée au reste du temps entrecoupé de courtes périodes humides (1990–1994, 1998–2000) ou de normales (2000–2004, 2008–2010). Cette évolution pluviométrique expose une tendance linéaire et polynomiale plus faible (r = 0.1) sur le bassin de la Sangha que sur celui de l’Oubangui (r = 0.4). Entre autres, dans la période humide à plus humide antérieure à 1970, des périodes sèches pluviométriques sont davantage notées sur le bassin de la Sangha (1946–1948, 1951–1952, 1956–1957, 1958–1959, 1963–1964) que sur celui de l’Oubangui (1948–1950, 1953–1954), lesquelles ne sont pas synchrones, ou concomitantes, et traduiraient la variabilité spatio-temporelle de ces phénomènes dans la partie septentrionale du bassin congolais.

Figure 2. Evolution des indices pluviométrique (a) et d’écoulement (b) des bassins de l’Oubangui à Bangui et de la Sangha à Ouesso dans le Nord du bassin du Congo sur la période 1935–2019.

Quant aux indices E, le régime de l’Oubangui est plus déficitaire, surtout depuis 1981, que celui de la Sangha. En effet, l’écoulement de l’Oubangui est grossièrement excédentaire dans la période 1974–1980 (Figure 2(b)), alors qu’il est plus déficitaire depuis 1981 : dans la période 1981–2020, quelques indices positifs sont relevés en 1996–1997, 1999–2000, 2014–2015 et 2019–2020 dans cette phase déficitaire prononcée, illustratifs des années exceptionnellement humides qui ont produit des inondations à Bangui (Nguimalet, 2022). Pendant que depuis 1972, la Sangha à Ouesso a aussi enregistré quelques années humides (1974–1975, 1982–1983, 1985–1986 et 1991–1992) et notamment une période humide 1998–2004, tardive comparée à celle précoce sur l’Oubangui, avec un mode en 2000–2001 (Figure 2(b)). En dehors de ces années exceptionnellement humides dans ce contexte déficitaire dans ces sous-bassins nord-congolais, nous notons aussi un décalage temporel entre une période humide enregistrée sur l’Oubangui (1974–1980) et celle survenue sur la Sangha (1998–2004). Ce phénomène, ou décalage, pourrait s’expliquer peut-être par une progression graduelle, du nord au sud, de la sécheresse ou de ses manifestations différées ou diverses.

Dans ces dynamiques P-E scrutées, une différence de comportements des deux sous-bassins Nord du Congo se relève à la lecture des indices calculés respectifs de l’Oubangui à Bangui et la Sangha à Ouesso (Figure 2a et b). Cette différence comportementale des régimes pluvio-hydrométriques est surtout relevée dans la période d’assèchement actuel débutant en 1970 tant en Afrique occidentale que centrale. Cela se justifierait par l’effet différencié de la couverture végétale sur les deux variables P et E examinées. En effet, la position Nord du bassin de l’Oubangui révèle la dominance des savanes sur son étendue, alors que la forêt prédomine sur le bassin de la Sangha à Ouesso qui y marque respectivement les régimes de pluie et débit. Au-delà, le bassin de la Sangha jouit de la présence gréseuse (Plateau gréseux de Carnot-Gadzi au nord) qui minimise l’effet de cette sécheresse sur l’écoulement et en le régularisant en son sein. Ces analyses attestent de l’effet varié de la sécheresse actuelle sur la pluviométrie et l’écoulement dans la frange septentrionale du bassin du Congo, où est localisé le bassin amont étudié et son affluent dans le NE.

Ainsi, comment ces évolutions annuelles et/ou interannuelles observées dans la partie septentrionale du bassin congolais se répercutent-elles sur les régimes de crue et étiage dans le bassin amont au NE dudit bassin ?

3.2. Les extrêmes hydrologiques de l’Oubangui et du Mbomou

Les chronoséquences étudiées intègrent deux périodes hydroclimatiques à différentes dynamiques (Laraque et al., 1997 ; Orange et al., 1995), l’une humide à hyper-humide avant et l’autre sèche à plus sèche, postérieure à 1970 et persistante aujourd’hui. Ainsi, considérant à titre indicatif la rupture climatique majeure de 1970, les séries d’extrêmes hydrologiques sont fractionnées pour apprécier leurs comportements d’avant et après, à base de l’évolution moyenne des modules. Ainsi, un module « période humide » (3 698 m³/s ou 9,2 l.s.km⁻² : moyenne sur la période 1951–1969, voire 1938–1969) et un autre « période sèche » (2 567 m³/s ou 6,4 l.s.km⁻² : moyenne de la période 1970–1995) sont rapportés chacun au module « normal » de l’Oubangui à Mobaye (3 045 m³/s, moyenne sur 44 ans). Les modules extrêmes (5 524 m³/s en 1969 et 1 776 m³/s en 1990) en sont aussi rapportés. Les coefficients sont de 1,21 en période humide et 0,84 en période sèche ; l’hydraulicité de ces extrêmes est trois fois plus élevée en 1969 (1,81) qu’en 1990 (0,58), quoique les coefficients soient plus proches dans le premier cas, correspondant respectivement à 13,7 l.s.km⁻² et 4,4 l.s.km⁻², comparé à 7,54 l.s.km⁻² du module « normal ». Sur la période 1938–2015, le module « période humide » est de 3 560 m³/s et le module « période sèche » de 2 536 m³/s : les coefficients sont respectivement de 1,2 et 0,9 (Tableau 2). L’hydraulicité des modules extrêmes est 1,9 (module “humide”) et 0,6 (module “sèche”). Sur le Mbomou, le module « période humide » est de 916 m³/s et le module « sèche » de 728 m³/s, pour un module « normal » de 809 m³/s ; leurs rapports respectifs au module « normal » donnent 1,13 et 0,9 ; alors que les modules « humide » et « sèche » ont exposé des écarts très importants : 1,8 et 0,3 face au module normal. Ce contexte explicite les variabilités de volumes de ressources, plus faibles sur les coefficients des modules des périodes “humide” et “sèche” que sur ceux des maximums et minimums des modules, ou années “humide” et “sèche” respectivement, qu’ont enregistrées les variables étudiées par bassin ou sous-bassin.

Tableau 2. Evolution moyenne des modules entre périodes « humide » et « sèche » par bassin ou sous-bassin.

	Oubangui à Mobaye (1938–2015)		Oubangui à Mobaye (1951–1995)		Mbomou à Bangassou (1951–1995)
	m^3/s	Coefficient /Rapport	m^3/s	Coefficient /Rapport	m^3/s	Coefficient /Rapport
Module interannuel ou « normal »	2 961	-	3 045	-	809	-
Module “période humide”, avant 1970	3 560	1,2	3 698	1,21	916	1,13
Module “période sèche”, après 1970	2 536	0,9	2 567	0,84	728	0,9
Maximum des modules	5 524	1,9	5 524	1,9	1 465	1,8
Minimum des modules	1 776	0,6	1 776	0,6	252	0,3

Le Q_maxi moyen interannuel à Mobaye est de 8 082 m³/s (1938–2015)/8 121 m³/s (1951–1995), et les extrêmes moyens sont de 13100 m³/s ou 32 l.s.km⁻² (1961) et 4 690 m³/s ou 12 l.s.km⁻² (1990), identiques sur ces deux périodes. Ces Q moyens renseignent que les ressources ont sensiblement baissé sur la période 1938–2015 avec l’allongement de la sécheresse. Ainsi, l’hydraulicité sur ces deux périodes est faible, respectivement de 1,1 et 0,9 sur l’Oubangui en 1951–1995. Le Q_maxi moyen “période humide” à Mobaye est de 9 204 m³/s ou 23 l.s.km⁻² (1951–1969), supérieur au Q_maxi moyen interannuel (+13%), et en “période sèche” (1970–1995) de 7 330 m³/s ou 18 l.s.km⁻² (−10% ; Figure 3(a)). Le Mbomou à Bangassou présente un Q_maxi moyen interannuel de 2 439 m³/s, soit 21 l.s.km⁻², et les extrêmes en 1966 (4 330 m³/s, soit 38 l.s.km⁻²) et en 1983 (701 m³/s, soit 6 l.s.km⁻²), soit un rapport de 6 : les coefficients calculés de ces extrêmes sont de 1,8 et 0,3, aussi du même rapport de 6, au regard de la moyenne interannuelle. Ils sont respectivement de 2 949 m³/s, soit 26 l.s.km⁻², et de 2 052 m³/s, soit 18 l.s.km⁻², à Bangassou, donnant alternativement +21% d’excédent et −16% de baisse de ressources. Leurs coefficients moyens respectifs sont de faibles écarts : 1,2 en “période humide” et 0,7 en “période sèche”.

Figure 3. Evolution des débits de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou sur la période 1951–1995 : a/ valeur maximale annuelle et b/ valeur minimale annuelle.

Quant aux Q_mini (Fig. 3b), la moyenne interannuelle est de 741 m³/s sur l’Oubangui et les extrêmes sont de 2 100 m³/s (1961–1962) et 266 m³/s (1990, soit −64% de réduction), témoignant d’une opposition entre les décennies 1960, plus humide, et 1990, sèche. Celle-ci détermine aussi l’important écart entre leurs coefficients calculés : 2,8 et 0,4. La moyenne période humide fait 1 028 m³/s et celle de période sèche 523 m³/s, synonymes de +39% et −29% d’excédent et de déficit hydrologiques à Mobaye. Sur le Mbomou, la moyenne interannuelle est de 89 m³/s et les extrêmes sont de 283 m³/s (1958) et 12 m³/s (1983), dont les coefficients respectifs sont de 3,2 et 0,14, soit très disproportionnés. La moyenne « période humide » est de 111 m³/s, ou 1 l.s.km⁻², et en période « sèche » 73 m³/s, ou 0,6 l.s.km⁻², ce qui donne respectivement +25% d’excédent et −18% de déficit hydrologiques comparés à la moyenne interannuelle (89 m³/s, soit 0,8 l.s.km⁻²).

Ces Q_maxi sont trois fois plus importants sur l’Oubangui que sur le Mbomou, et de même les Q_mini de l’Oubangui à Mobaye sont huit fois plus élevés que ceux du Mbomou. La répartition des séries étudiées en sous-périodes avant et après 1970 (Figure 3a et b) envisage de suivre le comportement de chaque variable étudiée dans le temps et dans l’espace. Sur les crues, l’Oubangui a quasiment maintenu son importance dans la période postérieure à 1970, bien que celle-ci soit réduite, comparée aux débits enregistrés avant cette date. Au sein de cette sécheresse, nous constatons que les crues sont moins affectées dans la décennie 70 que dans les années 1980 où la baisse des crues est drastique entre 1983 et 1988, recueillant des pics successifs en 1984–1985 et en 1990–1991, laminés par un pic de crue en 1988–1989. Le Mbomou a aussi exposé une évolution similaire des crues à celle de l’Oubangui et enregistré une baisse entre 1981 et 1986, avec son bas niveau en 1983–1984.

L’étiage paraît suivre la dynamique des crues entre les deux sous-périodes surtout pour l’Oubangui à Mobaye. Ainsi, l’étiage à Mobaye est moins sévère dans la décennie 1970, lorsque ses débits sont comparés à la moyenne interannuelle de cette série. La sévérité de l’étiage est amorcée en 1982 et persiste le reste du temps. Cela n’a pas été le cas pour le Mbomou qui a recueilli une réduction de ses débits d’étiage entre 1971 et 1988, et atteint son pic de sévérité en 1983–1984. Son étiage est abondant à partir de 1991–1992. Alors que dans la période antérieure à 1970, le Mbomou a connu des étiages sévères : 1951–1954, 1959–1962 et 1967–1969.

Ces analyses montrent que les deux sous-périodes, avant et après 1970, sont caractéristiques grossièrement des tendances à la hausse et à la baisse respectivement, au regard de l’évolution hydroclimatique dans la région. Mais chacune a ses spécificités comme des années ou périodes sèches ou de faible crue, et d’étiage abondant ou sévère dans leurs dynamiques respectives. Ces tendances exposent non seulement une variété de réponses desdits cours d’eau à cette sécheresse hydrologique, mais aussi une disparité des états de ressources en eau sur le bassin amont NE congolais. Néanmoins, l’évolution de ces débits extrêmes affiche une tendance à la baisse (linéaire ou polynômiale) un peu plus notable sur les étiages (r = 0.5) que sur les crues (r = 0.4) dans ce contexte déficitaire. De ce fait, en termes de débits critiques (crue et étiage), quelles sont les fréquences de ces Q_maxi et Q_mini record, vu qu’ils ont été enregistrés entre périodes humide (Q_maxi) et sèche actuelle (Q_mini) ?

3.3. Fréquences de crues et étiages des rivières étudiées

Les débits extrêmes de référence i.e. les records aussi bien de crue (Q_maxi) que d’étiage (Q_mini) de l’Oubangui à Mobaye (1938–2015 et 1951–1995) et du Mbomou à Bangassou (1951–1995) sont retenus ici après avoir fait le calcul des périodes de retour 1/ dans leurs séries et longueurs respectives et 2/ selon les sous-périodes 1951–1970 et 1971–1995. Les Q_maxi de référence sont tous collectés dans la décennie 60 la plus humide (Tableau 3) et les Q_mini tous dans la période sèche actuelle (Tableau 5), y compris pour ceux des deux sous-périodes définies, aussi bien pour l’Oubangui que pour le Mbomou en crue et étiage.

Tableau 3. Périodes de retour des débits moyens journaliers maximums de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou (source : cette étude).

Rivières	Stations	Bassin versant (km^2)	Q (m^3 s^−1)	Date d’observation	Loi GEV (ans)	Loi Gumbel (ans)	Loi Weibull (ans)
Oubangui (n = 77)	Mobaye	403800	13 100 11 700	2 November 196124 October 1964	350	60	5000
					50	23	100
Oubangui (n = 44)	Mobaye	403800	13 1,001,170,011 500	2 November 196124 October 1964 22 October 1975	120	33	400
					25	15	32
					20	13	25
Oubangui 1951–1970 (n = 20)	Mobaye	403800	13 100	02 nov. 1961	45	30	150
Oubangui 1971–1995 (n = 25)	Mobaye	403800	9 520	22 October 1975	10.4	8.6	9.8
Mbomou (n = 44)	Bangassou	115000	4 330 4 090 3 560	14 October 196629 October 196205 nov. 1969	130	20	120
					50	15	52
					12	8	12
Mbomou (1951–1970 (n = 20)	Bangassou	115000	4 330	14 oct. 1966	45	18.6	75
Mbomou (1971–1995) (n = 24)	Bangassou	115000	3 230	16 oct. 1975	45	11	27

Tableau 4. Résultats du test Khi² appliqué aux débits de crue de l’Oubangui et du Mbomou.

	Risque d’erreur
Loi utilisée	α = 0.01	α = 0.05	Degré de liberté	p-value	Signification p-value
Oubangui à Mobaye (1938–2015)
Loi GEV	H0 acceptée	H0 refusée	7	0.0154	<0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	8	0.0525	= 0.05
Loi Weibull		Ho acceptée	8	0.1401	>0.05
Oubangui à Mobaye (1951–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	5	0.1355	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	6	0.5697	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	6	0.0536	= 0.05
1951–1970
Loi GEV		H0 acceptée	2	0.1003	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	3	0.0937	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	3	0.0937	>0.05
1971–1995
Loi GEV		H0 acceptée	3	0.5399	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	4	0.2914	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	4	0.1933	>0.05
Mbomou à Bangassou (1951–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	5	0.1185	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	6	0.5852	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	6	0.1868	>0.05
1951–1970
Loi GEV		H0 acceptée	2	0.1003	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	3	0.0937	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	3	0.0937	>0.05
1971–1995
Loi GEV		H0 acceptée	3	0.4180	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	4	0.5861	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	4	0.5861	>0.05

Tableau 5. Périodes de retour des débits moyens journaliers minimums de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou (source : cette étude).

Rivières	Stations	Bassin versant (km^2)	Q (m^3 s^−1)	Date d’observation	Loi GEV (ans)	Loi Gumbel (ans)	Loi Weibull (ans)	Loi Log Normale (ans)
Oubangui	Mobaye	403800	246	10 avril 2012	60	38	16,4	65
(n = 77)			266	14 avril 1990	41,4	29	13,8	42,3
Oubangui	Mobaye	403800	266	14 avril 1990	38	26,4	14,3	42
(n = 44)			306	1984	21,7	17,1	10,6	22
Oubangui 1951–1970	Mobaye	403800	636	22 fév. 1953	>10 000	310	9.4	53
(n = 19)
Oubangui 1971–1995	Mobaye	403800	266	14 avril 1990	45	32	14.1	34
(n = 26)
Mbomou	Bangassou	115000	12	30 avril 1983	117	19,9	23,9	120
(n = 44)			19	05 avril 1985	30	12,9	12,3	26
Mbomou (1951–1970 (n = 19)	Bangassou	115000	39	13 mars 1960	40	7.4	7.2	9
Mbomou (1971–1995) (n = 25)	Bangassou	115000	12	30 avril 1983	58	17.2	19.4	65

Sur les Q_maxi, le débit maximum enregistré sur l’Oubangui à Mobaye (13 100 m³/s le 2/11/1961) a exposé diverses fréquences, élevée à faibles, selon les lois utilisées : 350 ans avec GEV et 60 ans avec Gumbel, pendant qu’elles sont centennales à pluri-milléniales sur la période 1938–2015 et pluri-centennales sur la période 1951–1995 avec la loi Weibull (Tableau 3 ; Figure 4). Sur la sous-période 1951–1970, cette fréquence reste faible pour ce Q_maxi : respectivement 45 ans (GEV), 30 ans (Gumbel) et 150 ans (Weibull). Par contre, l’autre sous-période (1971–1995) en expose de plus faibles, ≤10 ans, avec la réduction des pointes de crue. L’observation des ajustements graphiques montre que les lois GEV (Figure 4(a)) et Gumbel (Figure 4(b)) sont les mieux adaptées aux distributions de Q_maxi de l’Oubangui à Mobaye.

Figure 4. Distribution/Ajustement de lois de probabilité au débit moyen journalier maximum de l’Oubangui à Mobaye sur la période 1951–1995 : a/ GEV, b/ Gumbel et c/ Weibull.

Le Q_maxi record du Mbomou (4 330 m³/s observé le 14/10/1966) présente une période de retour centennale à plus que centennale avec GEV (130 ans), Weibull (120 ans) et vicennale avec Gumbel (20 ans). De 2 à 10 ans, les quantiles sont proches les uns des autres pour toutes les lois, et variables de fréquence 50 ans et plus. Le raccourcissement de la période (1951–1970) a aussi réduit les fréquences de ce Q_maxi du Mbomou : 45 ans (GEV) ; 18,6 ans (Gumbel) et 75 ans (Weibull) ; ces périodes de retour sont plus faibles avec Gumbel (11 ans) et Weibull (27 ans) que GEV (45 ans) en 1971–1995. L’observation des ajustements graphiques souligne que les lois GEV (Figure 5(a)) et Weibull (Figure 5(b)) sont les mieux adaptées aux distributions de Q_maxi du Mbomou à Bangassou.

Figure 5. Distribution/Ajustement de lois de probabilité au débit moyen journalier maximum du Mbomou à Bangassou sur la période 1951–1995 : a/ GEV, b/ Gumbel et c/ Weibull.

Les tests du khi² appliqué aux débits de crue (Tableau 4) ont montré essentiellement une hypothèse H0 acceptée à 5% (α = 0.05), sauf pour la loi GEV dont l’hypothèse H0 est acceptée à 1% (α = 0.01) dans les séries de l’Oubangui à Mobaye sur la période 1938–2015. Ainsi, avec une marge d’erreur de 5% l’hypothèse H0 est quasiment acceptée avec toutes les lois d’ajustement utilisées. Les p-values correspondant aux marges d’erreur de toutes ces lois sont essentiellement >0.05 et deux autres sont égales à 0.05, notamment avec les lois Gumbel sur l’Oubangui à Mobaye (1938–2015) et Weibull sur l’Oubangui à Mobaye (1951–1995). L’unique p-value <0.05 est celle issue de la loi GEV dans les séries de l’Oubangui à Mobaye sur la période 1938–2015. Sur les deux sous-périodes, l’hypothèse H0 est acceptée à 5% mais les p-values sont toutes >0.05 pour l’ensemble des lois.

Sur le Mbomou à Bangassou, les tests khi² ont également montré l’acceptation de l’hypothèse H0 à 5% et tous les p-values sont >0.05. Ce scénario est identique pour les sous-périodes 1951–1970 et 1971–1995.

A l’étiage, l’Oubangui à Mobaye a enregistré un débit critique de 246 m³/s en 2012 sur la période 1938–2015, et 266 m³/s en 1990 sur la période 1951–1995. Dans le premier cas (Tableau 5), les périodes de retour sont de 65 ans (Log Normale), 60 ans (GEV), 38 ans (Gumbel) et 16.4 ans (Weibull). Dans le second, les fréquences sont de 42 ans (Log Normale), 38 ans (GEV), 26.4 ans (Gumbel) et 14 ans (Weibull). Ces périodes de retour sont contradictoires, plus élevées avant 70 et moins après, sur l’Oubangui : >10 000 ans (GEV), 310 ans (Gumbel), 9,4 ans (Weibull) et 53 ans (Log normale) pour le Q_maxi de 636 m³/s (observé le 22/02/1953) en 1951–1970 ; s’étant affaiblies relativement à 45 ans (GEV), 32 ans (Gumbel), 14 ans (Weibull) et 34 ans (Log normale) pour un Q_maxi de 266 m³/s (le 14/04/1990) en 1971–1995. Alors que le Q_mini de référence sur le Mbomou (12 m³/s enregistré le 30/04/1983) dispose de fréquences variées : 120 ans (Log Normale) et 117 ans (GEV), contre 20 ans (Gumbel) et 24 ans (Weibull). En 1951–1970, le Q_mini de 39 m³/s (le 13/03/1960) a une période de retour de 40 ans (GEV), 7,4 ans (Gumbel), 7,2 ans (Weibull) et 9 ans (Log normale), et en 1971–1995, pour un Q_mini de 12 m³/s, de 58 ans (GEV), 17 ans (Gumbel), 19 ans (Weibull) et 65 ans (Log normale). Les résultats de la sous-période 1971–1995 montrent clairement des périodes de retour plus élevées que sur la période 1951–1995. Les ajustements graphiques traduisent que les lois GEV (Figure 6(a)), Gumbel (Figure 6(b)) et Log Normale (Figure 6(d)) sont les mieux adaptées aux distributions de Q_mini de l’Oubangui à Mobaye, alors que les quatre lois utilisées (GEV, Gumbel, Weibull et Log Normale) s’ajustent mieux aux Q_mini du Mbomou à Bangassou (Figure 7a, b, c et d).

Figure 6. Distribution/Ajustement de lois de probabilité au débit moyen journalier minimum de l’Oubangui à Mobaye sur la période 1951–1995 : (a) GEV, (b) Gumbel, (c) Weibull et (d) Log Normale.

Figure 7. Distribution/Ajustement de lois de probabilité au débit moyen journalier minimum du Mbomou à Bangassou sur la période 1951–1995 : (a) GEV, (b) Gumbel, (c) Weibull et (d) Log Normale.

Sur les Q_mini, les résultats du khi² sont évalués avec une marge d’erreur de 1% (α = 0.01) et 5% (α = 0.05) (Tableau 6). L’hypothèse H0 est acceptée à 1% pour les lois GEV sur l’Oubangui à Mobaye (1938–2015), et Gumbel et Weibull sur le Mbomou à Bangassou (1951–1995). Avec une marge d’erreur de 5% est acceptée pour le reste des lois d’ajustement et des séries retenues, et surtout sur l’Oubangui à Mobaye (1951–1995) où toutes les lois sont acceptées à cette marge d’erreur (α = 0.05). Les p-values sont <0.01 lorsque H0 est acceptée à 1% et >0.05 lorsque l’hypothèse H0 est acceptée avec la marge d’erreur de 5%. Ainsi, nous remarquons que ces résultats du khi² mettent davantage en exergue la marge d’erreur de 5% que celle de 1% sur les Q_mini selon les lois appliquées. Sur les sous-périodes 1951–1970 et 1971–1995, les résultats du khi² ont admis une marge d’erreur de 5% pour l’hypothèse H0 et des p-values >0.05 pour toutes les lois utilisées pour les Q_mini aussi bien de l’Oubangui que du Mbomou. Même si les ajustements graphiques aident à choisir les lois GEV, Gumbel et Log Normale comme les mieux adaptées à ces distributions (Figure 6 et 7), cela n’est pas aussi aisée de déterminer l’adaptation des lois données à ces distributions expérimentales.

Tableau 6. Résultats du test Khi² appliqué aux débits d’étiage de l’Oubangui et du Mbomou.

Loi utilisée	Risque d’erreur
	α = 0.01	α = 0.05	Degré de liberté	p-value	Signification p-value
Oubangui à Mobaye (1938–2015)
Loi GEV	H0 acceptée	H0 refusée	7	0.0342	<0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	8	0.0746	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	8	0.1275	>0.05
Loi Log Normale		H0 acceptée	8	0.1512	>0.05
Oubangui à Mobaye (1951–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	5	0.5109	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	6	0.3468	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	6	0.1084	>0.05
Loi Log Normale		H0 acceptée	6	0.5322	>0.05
Oubangui à Mobaye (1951–1970)
Loi GEV		H0 acceptée	2	0.2479	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	3	0.5403	>0.05
Loi Weibull	H0 rejetée	H0 acceptée	3	0.0065	<0.05
Loi Log Normale		H0 acceptée	3	0.1964	>0.05
Oubangui à Mobaye (1971–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	3	0.5724	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	4	0.7358	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	4	0.3856	>0.05
Loi Log Normale		H0 acceptée	4	0.7358	>0.05
Mbomou à Bangassou (1951–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	5	0.2107	>0.05
Loi Gumbel	H0 acceptée	H0 refusée	6	0.0389	<0.05
Loi Weibull	H0 acceptée	H0 refusée	6	0.0286	<0.05
Loi log Normale		H0 acceptée	6	0.1084	>0.05
Mbomou à Bangassou (1951–1970)
Loi GEV		H0 acceptée	2	0.0961	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	3	0.3311	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	3	0.1964	>0.05
Loi log Normale		H0 acceptée	3	0.1964	>0.05
Mbomou à Bangassou (1971–1995)
Loi GEV		H0 acceptée	3	0.4368	>0.05
Loi Gumbel		H0 acceptée	4	0.3546	>0.05
Loi Weibull		H0 acceptée	4	0.2914	>0.05
Loi log Normale		H0 acceptée	4	0.9037	>0.05

Dans l’ensemble, les lois GEV, Gumbel et Weibull s’ajustent mieux aux Q_maxi, et GEV, Gumbel et Log normale aux Q_mini. Sur les sous-périodes 1951–1970 et 1971–1995, les résultats du khi² ont admis une marge d’erreur de 5% pour l’hypothèse H0 et des p-values >0.05 pour toutes les lois utilisées pour les Q_mini tant sur l’Oubangui que le Mbomou. Le raccourcissement des séries en sous-périodes (1951–1970 et 1971–1995) tend à affecter les périodes de retour obtenues surtout avec les lois GEV et Weibull, voire Log normale, de même sur les Q_maxi que sur les Q_mini. Les résultats se distinguent aussi d’une sous-période à une autre vu que la longueur de leurs séries n’est pas identique, mettant en exergue la différence entre période humide antérieure et sèche postérieure à 1970. Les lois d’ajustement adaptables à ces séries étudiées ont donné des résultats proches de la réalité, à l’exception de la loi Weibull qui a donné des temps de retour centennaux à multi-centennaux sur les Q_maxi de référence. Dans les sous-périodes, en dehors du Q_maxi (1951–1970) avec Weibull et du Q_mini (1971–1995) avec les lois GEV et Gumbel sur l’Oubangui à Mobaye, les périodes de retour sont dans l’ensemble faibles, variant entre 7 ans (Q_mini du Mbomou) et 75 ans (Q_maxi du Mbomou), les lois GEV, Weibull et Log normale partageant les valeurs les plus élevées à ce niveau. Néanmoins, ces périodes de retour ne révèlent pas de situations encore alarmantes pour les ressources en eau de cette partie amont du bassin du Congo. Si la collecte des données est ininterrompue depuis 1996, les résultats seraient bien différents de ce que nous avons en raison de la longueur des séries utilisées. Ainsi, quels ont été leurs comportements respectifs dans le temps ?

3.4. Dynamique de crues et étiages à Mobaye et Bangassou

3.4.1. Sur la puissance des crues

La puissance des crues n’est pas identique sur ces rivières et se justifierait par l’étendue relative de chaque bassin (Figure 8). Les crues de référence à Mobaye ont été observées en 1961 (coefficient A = 21), en 1964 (A = 18.4), en 1962 (coefficient A = 18) et en 1969 (coefficient A = 16.7) dans la période hydroclimatique hyper-humide du 20^e siècle, notamment la décennie 1960 (Laraque et al., 2013 ; Orange et al., 1995). Elles sont suivies de la crue de 1975 (coefficient A = 15) survenue dans la période sèche actuelle (Figure 8(a)). Les crues du Mbomou ont aussi observé cette dynamique, se distinguant dans les années 50 et 60 avec A = 10,4 (1954), A = 12 (1962), A = 13 (1966) et A = 10,5 (1969). Le coefficient A moyen interannuel de l’Oubangui (A = 13) est environ deux fois celui du Mbomou (A = 7) et 1,5 fois le coefficient de la Sangha à Ouesso (A = 9 : Figure 8(b)). Les crues ont été plus faibles sur le Mbomou à Bangassou en 1983 (A = 2) que sur la Sangha en 1984 (A = 7) ou sur l’Oubangui à Mobaye en 1990 (A = 7.4), exceptés en 1988 (A = 14) ou 1996 (A = 14) sur l’Oubangui, en 1970 (A = 11) ou 1974 (A = 10.9) sur la Sangha, et en 1969 (A = 10,5) ou 1975 (A = 9,9) sur le Mbomou (Figure 8(c)). Sur la période humide (1951–1969), le coefficient A moyen est de 14.2 et sur la sèche (1970–1995), le coefficient A moyen équivaut à 11.6, justifiant de la faiblesse des crues à Mobaye. Dans le même ordre, on a respectivement A = 8.6 et A = 6 sur le Mbomou. Comparant les tendances de crues sur l’Oubangui (Figure 8) et la Sangha à Ouesso, une stabilité décrit le régime de la Sangha (r = 0.05) dans cette période d’assèchement (1970–1995), bien que leur amplitude diffère sur ces affluents Nord du Congo. Cette stabilité des crues de la Sangha (coefficient A moyen interannuel = 9) se justifierait par les impacts d’écran forestier et des grès de Carnot-Gadzi qui agiraient respectivement comme un générateur pluviogénique et une éponge maintenant le niveau des crues dans ce contexte déficitaire (Nguimalet, 2017), au contraire de l’Oubangui dont la majeure partie du bassin est couverte de savanes, contribuant pas ou peu à la constitution des stocks d’eau pour soutenir l’écoulement à Mobaye. Cela accroitrait donc les écarts entre Q_maxi et Q_mini d’une année à l’autre.

Figure 8. Evolution comparée du Coefficient A ou Coefficient de Pardé : (a) sur l’Oubangui (à Mobaye et Bangui), (b) la Sangha à Ouesso, et (c) le Mbomou à Bangassou.

3.4.2. L’indice d’irrégularité R

Les indices d’irrégularité sont plus élevés sur le Mbomou à Bangassou que sur l’Oubangui à Mobaye sur la période 1951–1995, voire sur la Sangha à Ouesso (Fig. 9). Le coefficient d’irrégularité moyen interannuel est de R = 13 (1951–1995) sur l’Oubangui à Mobaye : le maximum est survenu en 1994 (R = 26) et le minimum en 1962 (R = 5). En revanche, ce coefficient moyen interannuel est de R = 38 sur le Mbomou à Bangassou, soit près de trois fois plus élevé qu’à Mobaye ; les extrêmes sont notés en 1978 (R = 101) et en 1958 (R = 10,6). Alors que ce coefficient est faible sur la période humide 1938–1969 (R moyen = 11,24) ou 1951–1969 (R = 9,5) sur l’Oubangui, synonyme de faibles variabilités, et un peu élevé sur la période sèche 1970–2015 (R = 15,6) ou 1970–1995 (R = 15), indiquant des écarts accentués entre ces extrêmes hydrologiques dans cette période d’assèchement (Figure 9(a)). Sur la Sangha à Ouesso (Figure 9(c)), la période 1983–1990 est sèche, car très marquée par un important écart d’écoulement sur ses débits extrêmes avec un maximum de R = 12 (1985–1986), contre un R moyen interannuel de 7 : le R moyen sur la période 1983–1990 est de 8,6, soit plus élevé que la moyenne interannuelle. En-dehors de cette séquence sèche, l’écoulement est équilibré sur la Sangha, comparé à l’Oubangui et au Mbomou.

Figure 9. (a) Indices d’irrégularité R comparés de l’Oubangui (à Mobaye et à Bangui) et du Mbomou à Bangassou. (b) Evolution des indices d’irrégularité R comparés sur l’Oubangui à Mobaye et le Mbomou à Bangassou sur la période 1951–1995. (c) Indices d’irrégularité R sur la Sangha à Ouesso (1970–2009). (d) Evolution des indices d’irrégularité R décennaux comparés sur l’Oubangui (à Mobaye et Bangui) et le Mbomou à Bangassou.

Dans la période humide, les coefficients les plus élevés ont été observés en 1961 (R = 13) et en 1967 (R = 15). Depuis 1983, les coefficients sont plus élevés : R = 18 en 1990 et R = 26 en 1994. En revanche, le Mbomou a collecté son indice record dans la période sèche (R = 101 en 1978), comparé à ceux de la période humide (1961, 1967 et 1968). Les écarts élevés sur le Mbomou sont révélateurs de ruissellement hortonien, ou rapide de crue, et de faibles possibilités ou non de recharge des aquifères du bassin étudié. Cela se justifierait par une faible capacité de stockage des formations métamorphiques (amphibolites, gneiss), doublée d’un fort cuirassement sur les plateaux du Mbomou (Boulvert, 1996).

Ces écarts entre Q extrêmes explicitent la sévérité de cette sécheresse sur les étiages et donc sur les ressources en eau locales. Par ailleurs, les indices d’irrégularité R décennaux confirment les tendances annuelles entre ces exutoires (Figure 9(d)), avec de faibles coefficients à Mobaye depuis son pic en 1994 (R = 26), comparés à ceux du Mbomou à Bangassou, variant de R = 37 à R = 47 (1951–1995 ; Figure 9(b)). Selon Laraque et Olivry (1996), ces variabilités saisonnières moyennes de Q extrêmes mettent en évidence le rôle prépondérant des formations géologiques et de couverture végétale sur leur régime d’écoulement. Ces impacts induits de la sécheresse, comme de l’humidité, impriment leurs marques dans les séries étudiées par des ruptures, des débits extrêmes et/ou périodes homogènes.

3.5. Ruptures et débits extrêmes homogènes : impacts induits de la sécheresse hydrologique ?

Les Q_maxi et Q_mini étudiés ont des dates de ruptures décelées sur l’Oubangui et le Mbomou par les tests de Pettitt et Lee-Heghinian, et sur l’Oubangui uniquement par la segmentation de Hubert (Tableau 7 et 8). Elles décrivent des comportements différents dans ces séries à l’échelle du bassin et de son sous-bassin, avec des impacts précoces et tardifs, voire persistants de cette sécheresse selon les périodes considérées. Sur les Q_maxi (Tableau 7), 1981 est la date de rupture obtenue avec les tests de Pettitt et de Hubert sur l’Oubangui à Mobaye, contre 1982 avec celui de Lee-Heghinian. La segmentation de Hubert y montre un déficit de −12% sur les crues (1982–2013), attestant de l’ampleur de cette sécheresse à partir de 1980/1981, comparée aux périodes antérieures excédentaires (1959–1963 et 1964–1981) (Tableau 7). Sur le Mbomou, les Q_maxi ont une commune date de rupture (1969) avec les tests de Pettitt et de Lee-Heghinian alors que la segmentation de Hubert (Lubès-Niel et al., 1998) a détecté 1968, révélant une réduction de −16% (1969–1993). Par contre, les Q_mini ont une date commune (1981) décelée par les tests de Pettitt et de Lee-Heghinian sur l’Oubangui à Mobaye. Pendant que la segmentation de Hubert en décèle trois ruptures (1952, 1960 et 1968), 1961 étant une année exceptionnelle (Tableau 8). Sur le Mbomou, 1990 (Lee-Heghinian) est la date de rupture sur les Q_mini. Pendant qu’une stationnarité les caractérise avec le test de Hubert, démontrant l’insensibilité de ces étiages à l’effet de sécheresse dans ce sous-bassin. Ainsi, les Q_mini moyens homogènes de l’Oubangui à Mobaye sont marqués par de fortes variabilités réparties en deux groupes de périodes, i) l’un humide (1951–1960, 191–1961 et 1962–1968) et ii) l’autre sèche (1969–2013). Le premier groupe est caractérisé par différents niveaux d’abondance hydrologique illustrés par des Q_mini moyens homogènes respectifs de 952 m³/s (ou 2,4 l.s.km⁻²), 2 100 m³/s (ou 5 l.s.km⁻²) et 1 008 m³/s (ou 2,5 l.s.km⁻²), dont une année exceptionnelle (1961) (Tableau 8). Le second groupe s’illustre par le Q_mini moyen homogène déficitaire (524 m³/s, ou 2,3 l.s.km⁻²), résultant de l’accentuation de la sécheresse depuis 1980/1981 sur ce sous-bassin amont du Congo. Ces résultats questionnent la disponibilité des ressources en eau de tout le bassin pour le soutien des écoulements de l’Oubangui à Mobaye et surtout du Mbomou à Bangassou.

Tableau 7. Segmentation statistique des Q_maxi moyens annuels de l’Oubangui à Mobaye (1938–2015 et 1951–1995) et du Mbomou à Bangassou (1951–1995).

Rivières/ Tests statistiques	Moyenne interannuelle (m^3/s)	Pettitt (1979)	Lee et Heghinian (1977)	Segmentation de Hubert (m^3/s; Hubert et al., 1989)	Ecart-type	Tendances hydroclimatiques	Rapport Q à la moyenne interannuelle (%)
Oubangui à Mobaye	8 082	1981	1982	1938–1958 : 8304	902,871	Humide	+3
(403 800 km^2)				1959–1963 : 11044	1639,719	Très humide	+37
(1938–2015)				1964–1981 : 8517	1199.504	Humide	+5
				1982–2013 : 7133	1155.423	Sèche	–12
Oubangui à Mobaye	8 153	1981	1982	1951–1958 : 8069	840,993	Sèche	−1
(403 800 km^2)				1959–1963 : 11044	1639,719	Très humide	+36
(1951–1995)				1964–1981 : 8517	1199.504	Humide	+5
				1982–1993: 6491	1235.950	Sèche	–20
Mbomou à Bangassou	2 439	1969	1969	1951–1968 : 3068	625,981	Humide	+26
(115 000 km^2) (1951–1995)				1969–1993 : 2052	679,806	Sèche	–16

Tableau 8. Segmentation statistique des Q_mini moyens minimums annuels de l’Oubangui à Mobaye (1938–2015 et 1951–1995) et du Mbomou à Bangassou (1951–1995).

Rivières/ Tests statistiques	Moyenne interannuelle (m^3/s)	Pettitt (1979)	Lee et Heghinian (1977)	Segmentation de Hubert (m^3/s ; Hubert et al., 1989)	Ecart-type	Tendances hydroclimatiques	Rapport Q à la moyenne interannuelle (%)
Oubangui à Mobaye (403	671	1981	1981	1938–1952 : 691	186.423	Humide	+3
800 km^2) (1938–2015)				1953–1960 : 1 006	196.177	Très humide	+50
				1961–1961 : 2 100	0,000	Hyper-humide	+213
				1962–1968 : 1 008	296,214	Très humide	+50
				1969–2013 : 514	164,320	Sèche	−23
Oubangui à Mobaye	741	1981	1981	1951–1960 : 952	212.279	Humide	+29
(403 800 km^2) (1951–1995)				1961–1961 : 2 100	0,000	Hyper-humide	+283
				1962–1968 : 1 008	296,214	rès humide	+36
				1969–1993 : 524	185,962	Sèche	−29
Mbomou à Bangassou (115 000 km^2) (1951–1995)	89	-	1990	1951–1994 : 90,833	66,123	Normale	+2

4. Conclusion

Cette étude montre une variété de régimes et donc de sensibilités de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou aux fluctuations hydroclimatiques en haut-bassin congolais, laquelle devrait se justifier par la différence de leur ordre de grandeur. L’enregistrement de l’effet de cette sécheresse en cours n’est pas simultané, voire uniforme, sur ces Q extrêmes étudiés face à la rupture climatique majeure de 1970 : précoce (1969) sur les étiages et tardif (1981) sur les crues de l’Oubangui ; alors que ce phénomène est précoce (1968) sur les crues du Mbomou et non observé sur ses étiages.

L’impact de cette sécheresse semble plus notable sur les Q_mini record du Mbomou (12 m³/s en 1983) et de l’Oubangui (266 m³/s en 1990) que sur les Q_maxi record du Mbomou (4 330 m³/s en 1966) et de l’Oubangui (13 100 m³/s en 1961) sur la période 1951–1995. En effet, les Q extrêmes de référence étudiés ont été enregistrés en différé dans la région : les Q_maxi dans la décennie 1960 et les Q_mini dans la sécheresse actuelle, qui a débuté en 1971 dans le bassin de l’Oubangui à Bangui et en 1972 dans celui de la Sangha, soit cinq décennies durant. Les périodes de retour de ces Q_mini sont respectivement de 20 ans (Gumbel) à 120 ans (Log Normale) pour le Mbomou, et de 14,3 ans (Weibull) à 42 ans (Log Normale) pour l’Oubangui. Or ces fréquences sont faibles sur les Q_maxi de référence, et comprises entre 20 ans (Gumbel) et 120 (Weibull)/130 ans (GEV) pour le Mbomou, et entre 33 ans (Gumbel) et 120 ans (GEV) ou 400 ans (Weibull) pour l’Oubangui. Ces résultats attestent d’une relative d’adaptation de ces séries de débits extrêmes (Q_maxi et Q_maxi) aux différentes lois d’ajustement utilisées et mettraient en exergue l’intérêt des lois Gumbel, GEV ou Log Normale selon les cas. Ces fréquences peuvent évoluer en fonction de la dynamique hydroclimatique du bassin, mais surtout si la collecte des données se fait, rallongeant les séries, ce qui n’est pas le cas dans le bassin étudié.

Le régime des crues et des étiages de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou est discuté en tenant compte des ruptures précoces ou tardives dans leurs séries respectives, empreintes de cycles successifs illustrés par les Q extrêmes moyens homogènes selon le test de Hubert (Hubert et al., 1989 ; Lubès-Niel et al., 1998). Ces variabilités de régimes d’extrêmes hydrologiques déterminent ou influencent l’évolution des ressources en eau par bassin en périodes d’abondance hydrologique antérieure à 1981/1982 (Oubangui) ou 1968/1990 (Mbomou), à des degrés variés, et surtout de déficit durant cette sécheresse en cours. Ainsi, les Q_maxi et Q_mini moyens homogènes caractérisent les états de ressources en eau de l’Oubangui à Mobaye et du Mbomou à Bangassou dans le temps (Tableaux 7 et 8). Ces résultats témoignent plus de l’effet des variabilités hydroclimatiques sur les étiages comparés aux Q_maxi, laminés par le couvert végétal peu dégradé dans ce haut bassin NE congolais. Mais l’effet du couvert végétal pour soutenir le niveau d’étiage n’est pas probable, avec −29% (1969–1993) de réduction au regard de la moyenne interannuelle de cette série, un peu plus élevé que sur les Q_maxi (−20% : 1982–1993), et surtout avec l’importance des indices d’irrégularité R sur le Mbomou à Bangassou, expressive d’un écoulement hortonien sur le bassin en crue. Au-delà, se pose la question du rôle dominant des formations géologiques (leur hydraulicité ou hydrodynamisme) et de la couverture végétale sur les régimes d’écoulement (Laraque & Olivry, 1996), mais aussi de l’accentuation de la pente, à établir dans ce haut-bassin congolais. Ainsi, la disponibilité des ressources en eau de ce bassin amont de l’Oubangui et surtout du Congo est hypothétique, et l’Oubangui ne disposerait pas assez de ressources en eau pour soutenir, via un transfert, le niveau du Lac Tchad.

Declaration de disponibilite des donnees

Les données associées à cet article sont disponibles sur demande par message électronique auprès de l’auteur.

Remerciements

Ce travail a été présenté oralement lors de la 4^e conférence internationale UNESCO/FRIEND-AIHS sur l’hydrologie des grands bassins fluviaux africains, tenue du 13 au 20 novembre 2021 à Cotonou, Bénin. L’auteur remercie les reviewers du résumé étendu.