NIGERIA (45)

Zone IV Zone VI

Quelques villes côtières:

-ABIDJAN (23) -COTONOU (17)

-LeME (18)

-DOUALA (15) -BRAZZAVILLE (39) -Zone

l

NIGERIA (45)

a

11,9 7,2 8,9 7,5 12,6 12,5 9,4 8,9

11,9 12,1 8,8 8,0 7,8

6,8

5,5

9,2 17,0 8,2 8,5

b

- 0,5 - 0,4

- 0,4

- 0,4 - 0,6 - 0,5 - 0,5 - 0,5

- 0,5 - 0,5 - 0,5 - 0,5 - 0,5

- 0,4

- 0,3

- 0,4

- 0,6

- 0,4

- 0,4

AFRIQUE OCCIDENTALE ET CENTRALE TROPICALE HUMIDE

21\J

"'0

"C~ 20

500Km T LAN T l QUE

1 1

~I, 1

⁰

Stations p1uviographiques citées

10 0

1""'

j'---~7/~)\---­

10,

-LJ~

\

J

^{~\ 1 \ - j {}

' \^{c >'~}- 1

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o

C E A N

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^{J 20},~

..::T .-i

.

•.-iO'l

u....

1

""'

o

,.~

Zone III à Zone VII à

- 106 ..

VI au centre, X au nord.

les chiffres entre parenthèses () représentent le nombre

d~années d~observation utilisées pour l'étude.

ces paramètres sont valables pour des temps en minutes et conduisent à des intensités exprimées en mm/minutes.

L'utilisation de l'information pluviomètrique ainsi obtenue présente un avantage incontestable, dans le cas des définitions de réseaux en terme de risque de défaillance ponctuelle.

On

utilise alors les courbes "Intensité-durée-fréquence" ou les paramètres a et b, donnant pour les couples

(te,

T) les

valeurs de l~intensité moyenne imaM T) sur la durée du temps de concentration du bassin,

retour T.

et de 'période de

Cependant pour les modèles complexes réalisant la simulation de la transformation complète d'un évènement pluviométrique en ruissellement sur le bassin versant urbanisé et en écoulement dans son réseau de drainage, cette information s'avère incomplète. Plusieurs techniques ont été mises au point, permettant une représentation aussi proche que possible de la structure fine des épisodes pluvieux réellement observés.

Ce sont les méthodes de KEIFFER (1957), de NORMAND (1970), de DESBDRDES (1974) etc .•• Elles tentent toutes de définir les

"pluies de projet" en analysant les liaisons entre diverses grandeurs caractéristiques des épisodes pluvieux.

- 107

-Dans une récente étude, M. DESBDRDES et P. RADUS - 1980, procèdent à une analyse de ces différents travaux et proposent une méthode plus élaborée, basée sur l'étude de la sensibilité d'un modèle de transformation pluie-débit aux caractéristiques des pluies.

Ils montrent en particulier que la "pluie de projet" peut être définie par les principales caractéristiques suivantes:

une durée maximale de 4 heures et l'intensité moyenne associée;

une période de pluie intense sur une durée critique pour le bassin versant, et variant entre 15 minutes et 1 heure, ainsi que l'intensité moyenne associée;

la position de la période intense sur la durée de 4 heures;

une forme simple doublement triangulaire ;

une discrétisation à un pas de temps inférieur ou égal à 5 minutes.

Une application de cette technique à la région de Montpellier a montré son efficacité, mais il conviendrait de réaliser des études semblables à plusieurs stations en Afrique tropicale afin

de juger

- 108

-de son adéquation. Cependant, les fortes pluies présidant au calcul des sytèmes d'assainissement urbain de la région montpelliéraine étant comparables à celles de l'Afrique

-1- • •

... roplCal.e, on peut bien augurer en sa faveur.

A données pluviographiques enregistrées à Adiopodoumé nous proposons les différentes caractéristiques de la pluie (paramètres a, b et "pluie de projet") pour la région abidjanaise, cadre de notre étude expérimentale.

IV - 1.1.1 Utilisation des données pluviométriques locales

IV - 1.1.1.1 Paramètres a et b

A partir de 16 années d'enregistrement (1964 - 1981 avec 1973 et 1978 manquant) des données pluviographiques à

Adiopodoumé, nous avons établi les courbes

intensité-durée-fréquence.

Pour des raisons pratiques et du fait que seules les pluies intenses de quelque importance sont réellement utiles pour les études de ce genre, le seuil de sélection des épisodes pluvieux retenus a été de 25 mm au moins en 24 heures. Ce seuil de tri peut conduire à éliminer un certain nombre d'épisodes intenses sur de faibles durées. L'examen de la série pluviographique nous a montré qu'il e:<istai t très peu d'évènements de ce genre,contrairement à èe qu'on observerait en zone sahélienne (LE

- \09

-BARBE-1982-).

L'ajustement statistique qui s'est adapté le mieux à notre échantillon a été celui de la loi de GOODRICH. La figure 15 représente la famille de courbes I-d-f de la station et le tableau n013 donne les coefficients de MONTANA correspondants. Nous donnons également en annexe, les valeurs des intensités sur différentes durées et fréquences.

Les valeurs de imAM <t, T) calculées à l'aide de ces

paramètres sont différentes de celles calculées à l'aide des valeurs de a et b proposées par la D.C.A.D. <Direction Centrale de l'Assainissement et de Drainage) à partir des données d'Abidjan-Aéro <autre station pluviographique de la région), avec le m~me seuil de sélection de pluie, et reprises par PUECH et al

(1984). Pour imaM <t, 10 ans) par exemple, ces différences peuvent atteindre 10 7.

Ces différences peuvent ~tre dues à celles existant entre les périodes d'observation <23 ans à Abidjan-Aéro contre 16 ans à Adiopodoumé), mais peuvent également réflèter une différence réelle existant entre les intensités de pluie aux deux stations, compte tenu mgme de la continentalité de la station d'Adiopodoumé par rapport à celle d'Abidjan-Aéro. Dans une précédente étude (SIGHOMNOU - 1983) nous avions noté pour les m~mes stations et pour les valeurs journalières, des différences allant de +3 à

+6,5 ï. en faveur de la station d'Adiopodoumé.

Intmité (mlllhl

IID

-Fig. 15 Courbes. Lntensité.durée.frequence

Station d'Adio.podourné

300

200 150

100

50

• 30

10

R=3mois.

Durée e mm

5 15 30 60 90 120 180 240 360

1

date 1 des.

- - - ^{- - -} -".~."._...

--

.._--_._.._--_...__..

-

...

_--

...

TABLEAU N° 13

- III

-Coefficients de MONTANA pou~ Adiopodoumé (Pour i en mm/min)

Période de retour

t 5. 15mn 115mn5.t5.240mn t 5. 40mn t > 40mn

a b a b a b a b

50 ans 6,72 - 0,30 12,03 - 0,51 20 ans 6,02 - 0,30 11,84 - 0,53 10 ans 5,19 - 0,27 11,56 - 0,55

5 ans 4,57_-. - 0,26 11,24_., - 0,.;57 - _.-

-2 ans 3,76 - 0,24 10,76 - 0,60

1 an 3,18 - 0,23 10,21 - 0,62

6 mois 2,84 - 0,27 16,60 - 0,76

3 mois 2,22 - 0,27 16,29 - 0,81

- J12

-IV - 1.1.1.2 Elaboration de la "pluie de projet"

Nous avons retenu la structure de la "pluie de projet"

proposée par DESBORDES et RAOUS citée ci-dessus. En effet, nous avons vérifié qu~à Adiopodoumé, pour les averses de durée supérieure à 4 heures, 72,3'l. des cas sont tels que la hauteur tombée

moins

pendant la période intense SO'l. de la hauteur totale

de 4 heures représente au précipitée, et que 17intensité moyenne précédant cette période intense de 4 heures dépasse rarement 5 mm/ho On peut donc admettre que la hauteur précipitée en 4 heures

la région.

(HT(4h» est représentative des averses orageuses de

D7autre part, sauf pour les pluies de mousson en général de longue durée mais d 7assez faible intensité, la période intense se produit le plus souvent au début de 17averse. Ceci peut ~tre

intéressant dans la mesure où la pointe de débit, est dans ce cas, amortie par stockage sur le sol et dans le réseau. Nous avons cependant préféré prendre la pluie retardée au 3/4, pour se placer dans la situation la plus défavorable pour le réseau. On pourra se reporter à la publication citée ci-dessus (DESBORDES et RAOUS 19S0) pour plus amples explications sur cette technique de construction.

Le tableau NQ 14 donne pour les périodes intenses de durée (DM) 15, 30, 60 et 90 minutes et les périodes de retour T= 2 ; 5 ;

- 113

-TABLEAU N° 14 : Hauteurs (HM> précipitées de période de retour T sur la durée intense (DM>, et hauteurs totales en 4 heures HT (4 H pour les pluies de projet établies sur les pluies de Paris, Montpellier et Adiopodoumé.

Période Période de retour

de retour Durée HM (DM,T> en HT (4 H> en mm T⁷ de HT (4 H> en

T intense mm A et M

. (années> (DM>

PA MONTP ADIOP PA MONTP ADIOP PA MONTP ADIOP

--- --- -- --- --- -- ^---

- - - -

--- ---

-15 mn 11 15 29,5 18 38 72,8 8 M 5 M 8 M 30 mn 17 22 43,4 21 36 55,4 10 M 7 M 4 M

2 60 mn 21 30 59,6 23 42 106,3 1,2M 1 A 3 A

90 mn

- -

^69,9

- -

^97,1

- -

^{2 A}

15 mn 17 18,5 34,1 30 43 56,9 2,5A 1 A 4 M 30 mn 24 27 49,7 31 47 99,7 3 A 1,5A 2 A

5 60 mn 28 39 68,2 32 55 88,7 3,5A 2,5A 1,5A

90 mn

- -

^81,2

- -

^103,3

- -

^2,5A

15 mn 19 22 37,4 40 53,5 56,9 7 A 2 A 4 M 30 mn 30 34 54,3 43 59 91,9 8 A 3 A 1,6A

10 60 mn 39 48 74,2 44 68 96,9 8,5A 4,7A 2 A

90 mn

- -

^90,5

- -

^117,8

- -

^{5 A}

15 mn

- -

^{40,5 44}

-

^78,5

- -

^{10 M}

30 mn

- -

^58,7

- ^-

^92,0

- -

^1,6A

20 60 mn

- -

^79,9

- -

^120,3

- -

^{5 A}

90 mn

- -

^98,8

- -

^120,3

- -

^{5 A}

A = année PA = Paris Montp

=

Montpellier

Adiopo = Adiopodoumé M

=

mois

- 114

-10 et 20 ans, la hauteur HM (DM,T) précipitée ainsi que les hauteurs totales en 4 heures HT (4 h), pour les pluies de projet établies sur les pluies de Paris et Montpellier (DESBORDES et RADUS 1980) et sur celles d'Adiopodoumé.

La comparaison entre les valeurs obtenues pour une même période de retour T et une même durée DM aux différentes stations appelle les commentaires suivants:

Les hauteurs HM (DM,T) et HT (4 h) à Adiopodoumé sont toujours presque le double des hauteurs à Montpellier, et plus du double des hauteurs à Paris.

Les périodes de retour T' de HT (4 h) sont toujours assez proches de T pour Paris, alors que pour Montpellier et encore plus pour Adiopodoumé, ces mêmes périodes de retour sont très différentes (T' ~~T). Les rapports HM(DM)/HT(4 h) sont donc plus faibles à Adiopodoumé et Montpellier qu'à Paris, ce qui indique une importance relativement plus faible des périodes intenses respectives sur la hauteur totale de la pluie en 4 heures à Adiopodoumé et à

Montpellier qu'à Paris. Cela veut dire également que les orages violents sont de plus longue durée à Adiopodoumé et à Montpellier qu'à Paris.

De ce tableau, nous avons tiré les "pluies de projet" de période de retour 10 ans (fig. 16) suivant les différentes durées

DH= 30mn DH=60mn DH= 15mn mnlh

nn

300

200

100

50

- ) 15

-Hg. 16 PLUIES DE PROJET ELABOREES A PARTIR DES DONNEES D'ADIOPODOUME

(HM de période de retour 10 ans pour 15,30,ET 6Onn)

f\

fi \

/{"

^\

/

^\

1 \

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1 \ •

,1 ¹

¹

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.---==-~ ~.

~.

---:::::-=::-- - -

~~.-•

.:::==-==-~

- - -

~

60

1·

-...

-120 180

date 1 des.

-21,0 tmn

- 116

-intenses de 15, 30 et 60 mn pour Adiopodoumé.

IV - 1. 2. ETUDE DE L'ABATTEMENT SPATIAL DES PLUIES

Les analyses que nous venons de faire sur la pluviométrie portaient sur des observations ponctuelles. Or, pour les calculs de réseau, nous avons besoin de la "pluie globale" responsable du ruissellement sur le bassin. La répartition spatiale des intensités au cours d'une averse étant très variable d'un point à un autre du bassin, l'idéal serait de disposer sur le bassin étudié, d'une grande densité d'appareils (une étude de E.U.NWA

(1976) montre par exemple que, pour des études du type

"ruissellement urbain",la densité des appareils pouvant permettre des mesures fiables est de 1 appareil pour 15 ha. Bien qu'un peu excessive une densité de 1 appareil pour 150 à 200 ha nous paraît raisonnable , ceci nous montre combien la détermination des incertitudes introduites dans la mesure des précipitations est

d^ê I icate) , observés depuis longtemps, ce qui donnerait directement la distribution statistique de cette "pluie globale".

Dans la pratique, ce n'est jamais le cas. En conséquence, l'extrapolation d'une mesure de la pluie ponctuelle à l'ensemble de la surface étudiée est réalisée par le biais d'un coefficient d'abattement spatial (a) défini de la façon suivante:

lame précipitée sur le bassin pendant le temps ~t

a

=

---hauteur ponctuelle maximale sur le bassin au cours du temps At

- lI7

-Il s'agit là d'un problème délicat qui n'a pas encore reçu de solution définitive.

Plusieurs formules sont proposées dans la littérature pour le calcul de la valeur du coefficient a. DESBORDES (1974) ci te les formules suivantes:

Les formules de FRUHLING :

a

=

^{1 - 0,005}

^{Jt ;}

pour les bassins ramassés

a

=

^{1 - 0,006}

JO,5L ;

pour les bassins allongés

<L, longueur du bassin en mètres)

la formule de GRISOLLET

(l{

=

60 + 3 D

60 + 14D

avec D, la distance du centre de gravité de l'averse en km

Pour des raisons de commodité d'emploi, plusieurs auteurs proposent de faire apparaître l'abattement spatial dans les formules de calcul sous forme d'un coefficient réduisant la surface réceptrice, sous la forme

..

^où

E

est un

coefficient numérique inferieur à 1.

La valeur proposée pour le coefficient

E

est variable suivant les auteurs. Celle proposée initialement par CAQUOT était de 0,178. Jugée très réductrice, cette valeur a été ramenée à 0,10 dans la circulaire CG 1333 en usage en France. DESBORDES

- 118

-(1974) propose de prendre

E =

0,05, valeur que J. RODIER et C.

AUVRAY (1965) avaient jugée assez proche de la réalité en Afrique tropicale.

Nous avons repris le calcul de la valeur de

E

à partir des données recueillies sur nos bassins à Yopougon. La méthodolgie adoptée est celle proposée par le LHM dans la note technique nO

37/1981, et que l'on peut résumer comme s u i t :

1°) Pour chaque averse et pour tous les pas de temps ~t

retenus, on répère l'intensité moyenne maximale et l'instant où elle s'est produite; ceci pour tous les pluviographes couvrant le bassin considéré,

2°) . Pour chaque pas de temps, la plus forte des i ntensi tés ainsi déterminées èst considérée comme l'intensité maximale ponctuelle pour l'évènement, et l'instant où elle s'est produite comme celui du maximum. On calcule alors la hauteur maximale (Hmax (At» tombée pendant le pas de temps fj. t,

3°) On recherche sur les autres enregistrements du m~me

bassin, les hauteurs de pluie concomitantes,

4°) La lame précipitée sur le bassin pendant l'instant ~t

du ma:<i mum (Lp , (6t.) est alors cal cul ée par l a méthode des polygones de THIESSEN.

soit

- 119

-On peut alors calculer le coefficient d'abattement (a(~t»,

œ (Llt) == Ln (~t)

Hmax (Llt)

Si on adopte l'expression

(IV - 2)

a

=

^A-E, on peut alors calculer la valeur de E par la formule :

-log IX

E = log A

Si on effectue les opérations

(IV - 3)

(IV - 2) et (IV - 3) pour

toutes les averses retenues (nous n'avons retenu que les· plus fortes averses) pour le bassin, on obtient un ensemble de valeurs de a et E pour le pas de temps considéré. Les valeurs moyennes

a

et

Ë

sont alors retenues pour caractériser l'abattement spatial de la pluie pour ce pas de temps et pour une surface équivalente à celle du bassin versant considéré.

Les pas de temps retenus pour notre étude sont les· suivants:

5, 15, 30, 60, 120 minutes.

Par ailleurs, examinées à savoir

4 superficies de bassin versant ont été 175, 381, 1110 et 1511 hectares.

- 120

-Les différents résultats obtenus sont regroupés dans le tableau nO 15, et les figures 17 et 18 en donnent les courbes d'évolution en fonction du pas de temps et de la surface.

On retrouve sur ce tableau, la décroissance de l'abattement spatial avec la suface. On vérifie également qu'il décroît quand le pas de temps choisi augmente.

Les valeurs de

E

proposées dans la littérature représentent donc des valeurs moyennes de E, indépendamment du pas de temps ~t.

Si consid~re les durées critiques rencontrées habituellement dans les problèmes d'hydrologie urbaine (15 à 60 minutes), on trouve pour notre cas la valeur de

E =

0,046, très peu différenude la valeur 0,05 utilisée en France.

Cette valeur plutôt faible (abattement moins important) est assez surprenante, si l'on s'en tient à la grande variabilité dans l'espace (fig. 13) observée quelquefois pour les averses en zone tropicale. Ceci est peut ~tre dG à la forme assez ramassée de nos bassins, et au choix des seules fortes pluies (au demeurant les plus importantes

variables tropicale,

en hydrologie dans l'espace. D'autre Adiopodoumé est situé

urbaine) en général moins part,bien que situé en zone sur la côte et devrait par conséquence subir une influence maritime. En toute rigueur cette valeur ne devrait

pluies.

donc s'appliquer qu'aux fortes

TABLEAU N° 15 :

- 121

-Variation de E en fonction de la durée

~t

du maximum et de la surface du bassin

Surface Ecart type Taille de

concernée .6t

oc

de

^{(croc) E}

l"échantil-(n)

5 mn 0,759 0,155 0,0533 15

15 mn 0,848 0,072 0,0319 14

175 ha 30 mn 0,853 0,084 0,0308 14

60 mn 0,876 0,060 0,0256 14

120 mn 0,881 0,059 0,0245 14

Valeur

moyenne 0,0332

5 mn 0,686 0,139 0,0634 20

15 mn 0,753 0,120 0,0477 20

381 ha 30 mn 0,814 0,120 0,0346 20

60 mn 0,823 0,095 0,0327 20

120 mn 0,851 0,092 0,0271 20

Valeur

moyenne 0,0411

5 mn 0,481 0,157 0,1043 21

15 mn 0,593 0,149 0,0745 21

1110 ha 30 mn 0,674 0,176 0,0562 21

60 mn 0,718 0,154 0,0472 21

120 mn 0,751 0,136 0,0408 21

Valeur

moyenne 0,0646

5 mn 0,501 0,160 0,0944 .. ,2O

15 mn 9,576

^"

0, 156

~

0,0753 -. ₂₀

1511 ha -- 30 mn 0,682 0,153 0,0523 20

60 mn 0,736 0,120 0,0419 20

120 mn 0,764 0,106 0,0368 20

Valeur

1

1

1

1

moyenne 0,0601

1

ABATTEMENT SPATIAL DE LA PLUIE EN FONCTION DE LA DUREE (At)

r-- ..Jj

~ ~ DE L'INTENSITE MAXIMALE PONCTUELLE

0>

0'"

lJ...

o

'~I

1.0

~I

~. ~ ~~~~:

--,

~

^_.

~

_ _ valeur moyenne .

N _ - - - • ' . . ,1110 et 1511 ha

~ ^{,,_. -' '. 1}

" 6

1 , ? / .

; '

"

.

/

0.5

At(m n)

5 15 30 60 120

1

o

123- Fig.18 ~ o o

:> ~ -,j V1~ 0rn 0::: rn Z -,.,/ i» >J ~ -,.,/ ~ ~ r à rn r ~ ""0 r c

~ 1

H 01"'1

0 0 1"'1

ir•

z

1-"TI 0 Z (") :,[

-i H 0 z l'CI '1

1"'1 r

1.

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~UJO\~ V10ON-i ;:l 33300 c ;:l;:l;:l3(") ;:l:r: 1"'1 1"'1

~ 1 o o .ç- 0\ date1des. ------

---~ 1 o o V1

- 124

-Notons également que la méthode de calcul utilisée exige, pour conduire à des résultats exacts, surtout pour de faibles valeurs de pas de temps, que les différents appareils de mesure soient bien synchronisés. Par ailleurs, notre étude porte sur la seule expérience de Yopougon, et les deux années de mesure ont été caractérisées par une pluviométrie plutôt faible. L'examen comparatif des données recueillies sur d'autres bassins en zone tropicale sera donc du plus grand intér~t et permettra peut ~tre

de trouver une valeur moyenne généralisable. En attendant nous proposons comme RODIER et OVRAY (1965) de prendre E

=

^{0,05, pour}

l'Afrique tropicale.

IV - 1.3. ANALYSE DU COEFFICIENT DE RUISSELLEMENT (C)

C'est l'un des paramètres dont la détermination de la valeur est des plus difficiles. De la précision avec laquelle elle a été déterminée dépend cependant celle sur le calcul des débits.

En effet dans la grande majorité des modèles de

implicitement englobées

ruissellement en zone urbaine, les pertes dans le coefficient de

sont en général ruissellement qui correspond, sauf précision complémentaire, au rapport du volume ruisselé au volume de pluie précipitée sur le bassin. Les incertitudes sur la détermination de sa valeur viennent de celles

- 125

-concédées sur les appareils de mesure de pluie et de débit, mais aussi sur la distribution spatiale des averses.

Dans la pratique, suivant les pays.

on le détermine par plusieurs méthodes

En France, le coefficient de ruissellement est défini par le rapport des surfaces imperméables (Aimp) à la surface totale (A) du bassin :

c =

Aimp

A

Au Royaume-Uni, cette définition est plus restrictive ; on ne considère que les surfaces imperméables en liaison directe avec le réseau (concept de "surface active"). Selon DESBDRDES (1974), cette définition peut gtre considérée comme valable quand le bassin est imperméabilisé au moins à 20 ï. en Europe.

Dans les pays Anglo-Saxon, il s"agira souvent de valeurs plus ou moins forfaitaires ou empiriques, selon la nature des surfaces urbaines. B. CHDCAT (1978) cite les valeurs suivantes:

Hati tations très denses C = 0,9

Habitations denses C

=

^{0,6 à 0,7}

Habitations moins denses C

=

^{0,4 à 0,5}

Quartiers résidentiels C

=

^{0,2 à 0,3}

- 126

-Il existe aussi des relations empiriques permettant de calculer le coefficient C.

Quelle que soit la méthode d~évaluation de C, on ne saurait échapper à une certaine subjectivité dès qu~il s~agit de bassins hétérogènes de grande taille comme c~est souvent le cas.

En effet, dans la plupart des villes africaines, la proportion des surfaces naturelles est assez importante pour ne pas gtre négligée dans l~évaluation des débits de pointe. Or dans le cas de ces surfaces naturelles, la définition du coefficient C est plus délicate, car elle dépend du degré d~humidité du sol, variable aléatoire. Elle est également fonction du degré de développement et de la nature du couvert végétal. Le coefficient C devrait donc traduire globalement les pertes par interception par la végétation, par stockage dans les dépressions du sol, par infiltration, etc. Il s~agit là des pertes très mal connues et très variables ; l~une des hypothèses de la formule de CAQUOT (ou rationnelle) se trouve donc ici en défaut.

Pour de tels bassins, à taux d~imperméabilisation

(artificiel) égaux, les coefficients de ruissellement urbains africains pourront gtre globalement plus élevés qu~en Europe. Ces coefficients peuvent grossièrement s~exprimer par:

C

=

K • IMP + (1 - IMP) • Cn

avec lMP : K

- 127

-la fraction de bassin imperméabilisée;

la fraction de surface imperméable raccordée directement au réseau ;

Cn le coefficient de ruissellement des surfaces naturelles ou perméables également raccordées au réseau.

En accord avec K. IMHOFF (1970) qui affirme qu 7une légère modification du coefficient de ruissellement a plus d 7influence sur le résultat final que toutes les autres nuances de calcul, on peut donc penser que l7inadaptation des formules mises

dans les villes européennes aux villes africaines est

au point due pour une part non négligeable, à cette difficulté rencontrée dans la ,détermination du coefficient de ruissellement réel.

Pour nos bassins de Yopougon, les sols des zones naturelles sont essentiellement sabla-argileux, labourés par endroits (champ d 7ananas ou de manioc), ou simplement envahis par l7herbe. Il s7 a git donc de sols très perméables qui ne peuvent contribuer que très exceptionnellement au ruissellement. Dans notre étude des relations volumétriques entre la pluie et le ruissellement nous verrons que, pour les bassins N° 5, 6 et 7, le coefficient angulaire de la relation liant la lame ruisselée (Lr) à la pluie

coefficient d 7imperméabilisation (IMP 7.) déterminé à photos aériennes. Pour le bassin nO 1 par contre,

moyenne (Pm) sur le bassin «Lr

=

^{f (Pm»} est assez proche du partir des le même coefficient angulaire (qu70~ peut considérer comme une assez

bonne approximation du

- 128

-coefficient volumétrique moyen de ruissellement Kr) est largement inférieur au coefficient d'imperméabilisation.

On peut donc penser, pour les trois premiers bassins que seules les zones imperméabilisées participent au ruissellement.

Dans ce cas, la valeur du coefficient Cn peut gtre considérée comme nulle et celle du K comme assez proche de l'unité. Pour le bassin nO 1 par contre, une partie des eaux issues des zones imperméabilisées s'infiltrerait en transitant par les zones perméables, d'oÙ le coefficient angulaire plus faible. Pour ce bassin, la valeur du coeficient Cn peut ~tre également considérée comme nulle mais la valeur de K inférieure à l'unité. On se rappelle que les surfaces imperméabilisées sur ce bassin sont essentiellement du type 13 (73 %), caractérisées par une

quasi inexistence du réseau de canalisation secondaire.

Pour une autre étude effectuée par l'ORSTOM à Niamey au Niger sur des bassins urbains comportant des zones naturelles au sol sableux, on trouve également des coefficients volumétriques de ruissellement assez proches du coefficient d'imperméabilisation, sauf pour un bassin de 42 ha où on peut penser que le coefficient volumétrique de ruissellement plus élevé pourrait venir des apports extérieurs au bassin,

faibles du bassin (8 ï..).

compte tenu des pentes assez

Pour son étude du' ruissellement urbain à Ouagadougou au

- 129

-Burkina Fasâ, LE BARBE (1982) trouve des coefficients volumétriques de ruissellement 2 à 3 fois supérieurs au coefficient d'imperméabilisation des bassins. Les sols des zones non couvertes étant ici essentiellement latéritiques, donc relativement peu perméables quand ils sont tassés, on peut penser qu'ils contribuent de façon assez considérable à la formation des débits de pointe.

Pour de tels bassins, comme l'avait souligné LE BARBE, des campagnes de mesures à l'infiltromètre (ou simulateur de pluie) sur les différents types et états des sols rencontrés pourraient permettre une assez bonne approche de la valeur du coefficient Cn.

La nature des sols des zones non couvertes des bassins urbains est donc également importante. Le coefficient de ruissellement des bassins comportant

considérable (plus de 50 7. par exemple) peut ~tre approché par le coefficient

une proportion assez de zones naturelles ne d'imperméabilisation (ou coefficient d'urbanisation) que si les sols de ces zones sont assez perméables. Dans le cas contraire, leur participation à la formation des débits de pointe doit ~tre envisagée.

IV - 1.4 LES PARAMETRES

e

^{ET ô} DU BILAN VOLUMETRIQUE

Nous avons vu dans l'équation du bilan volumétrique (relation III - 3) de CAQUOT que le volume d'eau qui participe au

Dans le document THE MONTPELLIER (Page 105-159)