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25 ème Colloque de l’Association Internationale de Climatologie, Grenoble 20121. Données et méthodesNous avons retenu les données de deux stations météorologiques : Alghero-Fertilia(40°40’12’’N, 8°16’47’’W, alt. 28 mètres) et Cagliari-Elmas (39°13’59’’N, 9°03’W, alt. 21m), appartenant au réseau de l'Aéronautique Militaire Italienne. Les stations ont été qualifiéesde thermoméditerranéennes selon la définition de Bagnouls & Gaussen parce que la durée dela sécheresse est normalement supérieure à quatre mois (Pulina, 1997). Ces postes-ci sontsimilaires quant à l’altitude et à la distance par rapport à la mer, mais ils sont différents pource qui concerne la latitude. La période d’investigation s’étend de 1951 à 2010.Les données utilisées dans cette étude englobent les températures et les précipitationsmensuelles, provenant de la base de données de l’European Climate Assessment & Dataset -ECA&D, ainsi que la nébulosité, tirée de la base de données SCIA (ISPRA) ; cette dernière aété considérée pour la détermination de l’ETP. En ce qui concerne la nébulosité d’Alghero, lasérie étant interrompue en 1998, nous avons utilisé les données d’une station voisine, CapoCaccia, une fois que la corrélation sur la période commune a été vérifiée (r = 0,96).Donc, nous avons utilisé un modèle de bilan hydrique simple, fonctionnant avec desdonnées d’entrées de précipitations et d’évapotranspiration potentielle au pas de tempsmensuel. Ces paramètres font varier la teneur en eau du sol : en effet, les précipitationspermettent le remplissage de la réserve hydrique, tandis que l’évapotranspiration détermine savidange. Lorsque les précipitations sont faibles par rapport à l’évapotranspiration, la réservehydrique est utilisée et on peut engendrer une déficience d’évaporation.Le calcul de l’évapotranspiration potentielle (ETP) a été effectué à partir de la formule deTurc (Turc, 1961). Cette formule dépend du rayonnement global (Rg) et de la températuremoyenne (t) :ETP (mm) = 0,40 * (Rg + 50) * t / (t + 15)avec, pour le mois de février, le coefficient est 0,37 (Pumo, 1971). Les données durayonnement global étant manquantes, nous avons estimé ce paramètre à partir des données detempérature et de nébulosité, suivant le modèle proposé par Supit & Van Kappel (Supit et al.,1998).Le calcul du bilan a ensuite été réalisé en prenant une taille de réserve utile unique de125 mm, représentative des conditions pédologiques des zones considérées, et en appliquantune décroissance logarithmique de la réserve au cours de la période déficitaire (Thornthwaiteet Mather, 1957). Le calcul au pas de temps mensuel permet de montrer la variabilitéinterannuelle du bilan de l’eau ainsi que la fréquence et l’intensité des périodes de déficiencehydrique, définie par la différence entre l’ETP et l’ETR. Cet indicateur de sécheresse permetde caractériser non seulement chacun des mois, mais aussi les saisons et les années encumulant les valeurs mensuelles (Dubreuil et al., 2009).2. RésultatsLes résultats présentés ici concernent soit les valeurs moyennes, la fréquence mensuelle etles variations interannuelles du niveau d’eau dans la réserve utile des sols (R.U.), soit lavariation interannuelle du déficit d’évaporation (D.E.) dans les zones agricoles considérées.En particulier, ce dernier paramètre va nous permettre le suivi de l’intensité de la sécheressedes sols à partir de 1951.2.1. La variabilité interannuelle de la réserve hydriqueLes paramètres statistiques des graphiques suivants (figure 1) illustrent la variationannuelle du stock d’eau dans la réserve utile. La médiane révèle une diminution de la réserve626