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Les écoulements représentent une partie essentielle du cycle hydrologique. On a déjà vu que l'eau précipitée sur un bassin versant va se répartir en eau interceptée, évaporée, infiltrée et écoulée. La quantité d'eau collectée puis transportée par la rivière résultera des précipitations directes à la surface même du cours d'eau et des écoulements de surface et souterrain parvenant à son exutoire. La proportion entre ces deux types d'écoulements est définie par la quantité d'eau infiltrée dans le sol. Les différents processus d'infiltration et d'écoulements participant à la génération de crue sont représentés de manière schématique dans la figure 5.1. L'analyse des écoulements et la compréhension des processus générateurs font l'objet du chapitre 10 et 11 et, par conséquent, seront traités succinctement dans ce chapitre.
Fig. 5. 1 - Processus d'infiltration dans le sol et multiplicités des écoulements
L'estimation de l'importance du processus d'infiltration permet de déterminer quelle fraction de la pluie va participer à l'écoulement de surface, et quelle fraction va alimenter les écoulements souterrains et donc aussi participer à la recharge des nappes souterraines
L'infiltration qualifie le transfert de l'eau à travers les couches superficielles du sol, lorsque celui-ci reçoit une averse ou s'il est exposé à une submersion. L'eau d'infiltration remplit en premier lieu les interstices du sol en surface et pénètre par la suite dans le sol sous l'action de la gravité et des forces de succion. L'infiltration influence de nombreux aspects de l'hydrologie, du génie rural ou de l'hydrogéologie. Afin d'appréhender le processus d'infiltration, on peut définir :
Le régime d'infiltration i(t), nommé aussi taux d'infiltration, qui désigne le flux d'eau pénétrant dans le sol en surface. Il est généralement exprimé en mm/h. Le régime d'infiltration dépend avant tout du régime d'alimentation (irrigation, pluie), de l'état d'humidité et des propriétés du sol.
L'infiltration cumulative, notée I(t), est le volume total d'eau infiltrée pendant une période donnée. Elle est égale à l'intégrale dans le temps du régime d'infiltration (Fig. 5.2).
|(5.1)|
Avec :
I(t) : infiltration cumulative au temps t [mm],
i (t) : régime ou taux d'infiltration au temps t [mm/h].
La conductivité hydraulique à saturation Ks est un paramètre essentiel de l'infiltration. Il représente la valeur limite du taux d'infiltration si le sol est saturé et homogène. Ce paramètre entre dans de nombreuses équations pour le calcul de l'infiltration.
La capacité d'infiltration ou capacité d'absorption (ou encore infiltrabilité) représente le flux d'eau maximal que le sol est capable d'absorber à travers sa surface, lorsqu'il reçoit une pluie efficace ou s'il est recouvert d'eau. Elle dépend, par le biais de la conductivité hydraulique, de la texture et de la structure du sol, mais également des conditions aux limites, c'est à dire, la teneur en eau initiale du profil et la teneur en eau imposée en surface.
La percolation désigne l'écoulement plutôt vertical de l'eau dans le sol (milieu poreux non saturé) en direction de la nappe phréatique, sous la seule influence de la gravité. Ce processus suit l'infiltration et conditionne directement l'alimentation en eau des nappes souterraines.
La pluie nette représente la quantité de pluie qui ruisselle strictement sur la surface du terrain lors d'une averse. La pluie nette est déduite de la pluie totale, diminuée des fractions interceptées par la végétation et stockée dans les dépressions du terrain. La séparation entre la pluie infiltrée et la pluie écoulé en surface s'appelle fonction de production. Ce concept est développé dans le chapitre 11 « la réponse hydrologique ».
L'infiltration est conditionnée par les principaux facteurs ci-dessous :
Le type de sol (structure, texture, porosité) - Les caractéristiques de la matrice du sol influencent les forces de capillarité et d'adsorption dont résultent les forces de succion, qui elles-mêmes, régissent en partie l'infiltration.
La compaction de la surface du sol due à l'impact des gouttes de pluie (battance) ou à d'autres effets (thermiques et anthropiques) - L'utilisation de lourdes machines agricoles dans les champs peut par exemple avoir pour conséquence la dégradation de la structure de la couche de surface du sol et la formation d'une croûte dense et imperméable à une certaine profondeur (sensible au labour). La figure 5.3 montre à titre d'exemple les différentes évolutions du régime d'infiltration au cours du temps selon le type de sol.
La couverture du sol - La végétation influence positivement l'infiltration en ralentissant l'écoulement de l'eau à la surface, lui donnant ainsi plus de temps pour pénétrer dans le sol. D'autre part, le système radiculaire améliore la perméabilité du sol. Enfin, le feuillage protège le sol de l'impact de la pluie et diminue par voie de conséquence le phénomène de battance.
Le débit d'alimentation (intensité de la précipitation, débit d'irrigation).
La teneur en eau initiale du sol (conditions antécédentes d'humidité) - L'humidité du sol est un facteur essentiel du régime d'infiltration, car les forces de succion sont aussi fonction du taux d'humidité du sol. Le régime d'infiltration au cours du temps évolue différemment selon que le sol est initialement sec ou humide. L'humidité d'un sol est généralement appréhender en étudiant les précipitations tombées au cours d'une certaine période précédant un événement pluvieux. Les Indices de Précipitations Antécédentes(IPA) sont souvent utilisés pour caractériser les conditions d'humidité antécédentes à une pluie (cf. chapitre 2 « bassin versant »).
Finalement, les facteurs les plus influents, pour une même topographie, sont le type de sol, sa couverture et son taux initial d'humidité.
La variabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des profils d'infiltration, ou plus généralement profils hydriques, successifs, représentant la distribution verticale des teneurs en eau dans le sol, à différents instants donnés. Dans un sol homogène et lorsque la surface du sol est submergée, le profil hydrique du sol présente : une zone de saturation, située immédiatement sous la surface du sol ; une zone proche de la saturation appelée zone de transmission, qui présente une teneur en eau proche de la saturation et en apparence uniforme ; et finalement une zone d'humidification qui se caractérise par une teneur en eau fortement décroissante avec la profondeur selon un fort gradient d'humidité appelé front d'humidification qui délimite le sol humide du sol sec sous-jacent. (Fig. 5.4) :
Finalement la pluie qui arrive à la surface du sol y pénètre assez régulièrement selon un front d'humectation qui progresse en fonction des apports, selon le jeu des forces de gravité et de succion. La figure 5.5 montre comment au cours d'une infiltration, la zone de transmission s'allonge progressivement tandis que la zone et le front d'humidification se déplacent en profondeur, la pente de ce dernier augmentant avec le temps.
Fig. 5. 5 - Evolution du profil hydrique
au cours de l'infiltration
(Tiré de Musy et Soutter 1991).
Au cours d'une averse, la capacité d'infiltration du sol décroît d'une valeur initiale jusqu'à une valeur limite qui exprime le potentiel d'infiltration à saturation. En fait, elle diminue très rapidement au début de l'infiltration mais par la suite, la décroissance est plus progressive et tend en règle générale vers un régime constant, proche de la valeur de la conductivité hydraulique à saturation. Cette décroissance, due essentiellement à la diminution du gradient de pression, peut être renforcée entre autre par le colmatage partiel des pores et la formation d'une croûte superficielle suite à la dégradation de la structure du sol provoquant la migration de particules.
Si l'on compare l'intensité de la pluie et la capacité d'infiltration d'un sol, il existe deux possibilités :
Tant que l'intensité de la pluie est inférieure à la capacité d'infiltration, l'eau s'infiltre aussi vite qu'elle est fournie. Le régime d'infiltration est dans ce cas déterminé par le régime d'alimentation. C'est le cas au début du processus. Le temps nécessaire pour égaler la capacité d'infiltration est variable. Il dépend principalement des conditions antécédentes d'humidité du sol et de l'averse. Le temps requis est d'autant plus long que le sol est sec et que le régime d'alimentation est voisin de la conductivité hydraulique à saturation Ks.
Lorsque l'intensité des précipitations est supérieure à la capacité d'infiltration du sol, l'excédent d'eau s'accumule en surface ou dans les dépressions formant des flaques, ou bien encore s'écoule en suivant les dénivelés topographiques. Dans ce cas, on a atteint le temps de submersion et l'on parle d'infiltration à capacité (le régime d'infiltration est limité par la capacité d'infiltration du sol). Comme la détermination du seuil de submersion définit le début de l'écoulement superficiel (principe de Horton), on peut alors déduire la lame ruisselée provoquée par une averse (volume du ruissellement divisé par la surface du bassin versant). Celle-ci correspond à la pluie nette (Fig. 5.6).
Parmi les nombreux modèles existants, on peut retenir deux grandes approches, à savoir :
une approche basée sur des relations empiriques, à 2, 3 ou 4 paramètres,
une approche à base physique.
Les relations empiriques expriment une décroissance de l'infiltration en fonction du temps à partir d'une valeur initiale (soit exponentiellement, soit comme une fonction quadratique du temps) qui tend vers une valeur limite, en général Ks mais pouvant être proche de zéro. Citons à titre d'exemple deux formules empiriques :
|(3 paramètres)||(5.2)|
L'utilisation de ce type d'équation, quoique répandue, reste limitée, car la détermination des paramètres, i0, if, et g présente certaines difficultés pratiques.
|(5.3)|
Avec :i(t) :
capacité d'infiltration au temps t [mm/h],
if : capacité d'infiltration finale [mm/h],
a et b : coefficients d'ajustement.
Cette relation a l'avantage de permettre la recherche de relations fonctionnelles, d'une part entre la capacité limite (ou finale) d'infiltration et la texture du sol, d'autre part entre le paramètre a et l'humidité volumique. On lève ainsi l'indétermination sur certains paramètres par l'intervention de caractéristiques objectives.
D'autres formules peuvent être utilisées pour déterminer le régime d'infiltration de l'eau du sol (cf. tableau 5.1). Elles font toutes appel à des coefficients empiriques à évaluer en fonction du type de sol rencontré.
Ces modèles décrivent d'une manière simplifiée le mouvement de l'eau dans le sol, en particulier au niveau du front d'humidification et en fonction de certains paramètres physiques. Parmi les modèles présentés dans le tableau 5.1, les deux modèles suivants sont les plus connus :
Le modèle de Philip - Philip a proposé une méthode de résolution de l'équation de l'infiltration verticale pour certaines conditions initiales et limites (tableau 5.1). Ce modèle introduit la notion de sorptivité qui représente la capacité d'un sol à absorber l'eau lorsque l'écoulement se produit uniquement sous l'action du gradient de pression. La sorptivité est définie par la lame infiltrée I en écoulement horizontal. Elle dépend des conditions initiales et des conditions aux limites du système. Elle est fonction des teneurs en eau initiale du sol qi et imposée en surface q0.
Le modèle de Green et Ampt - Un autre modèle tout aussi connu que le précédent est celui de Green et Ampt (tableau 5.1). Ce modèle repose sur des hypothèses simplificatrices qui impliquent une schématisation du processus d'infiltration (Fig. 5.7).
Il est basé sur la loi de Darcy (cf. chapitre 6) et inclut les paramètres hydrodynamiques du sol tels que les charges hydrauliques totales, au niveau du front d'humidification (Hf est la somme de la hauteur d'eau infiltrée depuis le début de l'alimentation - Zf - et de la charge de pression au front d'humidification - hf ) et en surface (H0 = ho = charge de pression en surface).Une des hypothèses du modèle de Green et Ampt stipule que la teneur en eau de la zone de transmission est uniforme. L'infiltration cumulative I(t) résulte alors du produit de la variation de teneur en eau et de la profondeur du front d'humidification. Ce modèle s'avère satisfaisant dans le cas de son application à un sol dont la texture est grossière. Cette méthode reste cependant empirique puisqu'elle nécessite la détermination expérimentale de la valeur de la charge de pression au front d'humidification.

Auteur

Fonction

Légende

Horton

i(t) : capacité d'infiltration au cours du temps [cm/s]
i0 : capacité d'infiltration initiale [cm/s]
if : capacité d'infiltration finale [cm/s]
g : constante fonction de la nature du sol [min-1]

Kostiakov

a : paramètre fonction des conditions du sol

Dvorak-
Mezencev

i1 : capacité d'infiltration au temps t=1 min [cm/s]
t : temps [s]
b : constante

Holtan

c : facteur variant de 0,25 à 0,8
w : facteur d'échelle de l'équation de Holtan
n : exposant expérimental proche de 1,4

Philip

s : sorptivité [cm.s-0,5]
A : composante gravitaire fonction de la conductivité hydraulique à saturation [cm/s]

Dooge

a : constante
Fmax : capacité de rétention maximale
Ft : teneur en eau au temps t

Green&Ampt

Ks : conductivité hydraulique à saturation [mm/h]
h0 : charge de pression en surface [mm]
hf : charge de pression au front d'humidification [mm]
zf : profondeur atteinte par le front d'humidification [mm]
De par la diversité de ses formes, on ne peut plus aujourd'hui parler d'un seul type d'écoulement mais bien des écoulements. On distingue dans un premier temps deux grands types d'écoulements, à savoir : les écoulements « rapides » et par opposition, les écoulements souterrains qualifiés de « lents » qui représentent la part infiltrée de l'eau de pluie transitant lentement dans les nappes vers les exutoires. Les écoulements qui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se subdivisent en écoulement de surface et écoulement de subsurface :
L'écoulement de surface ou ruissellement est constitué par la frange d'eau qui, après une averse, s'écoule plus ou moins librement à la surface des sols. L'importance de l'écoulement superficiel dépend de l'intensité des précipitations et de leur capacité à saturer rapidement les premiers centimètres du sol, avant que l'infiltration et la percolation, phénomènes plus lents, soient prépondérants.
L'écoulement de subsurface ou écoulement hypodermique comprend la contribution des horizons de surface partiellement ou totalement saturés en eau ou celle des nappes perchées temporairement au-dessus des horizons argileux. Ces éléments de subsurface ont une capacité de vidange plus lente que l'écoulement superficiel, mais plus rapide que l'écoulement différé des nappes profondes.
La figure 5.8 illustre ces différents types d'écoulements :
A cet ensemble de processus peut encore s'ajouter l'écoulement dû à la fonte des neiges.
Les différentes composantes de l'écoulement dans le cas simple d'une averse uniforme dans le temps et dans l'espace, sont également représentées schématiquement dans la figure 5.9 suivante.
Fig. 5. 9 - Répartition de la hauteur
de précipitations au cours d'une averse d'intensité constante
(d'après Réméniéras, 1976).
Ces processus qui se produisent à des vitesses très différentes, mobilisent des eaux d'âge, d'origine et de cheminement très distincts, et permettent d'expliquer la plupart des comportements hydrologiques rencontrés sur les bassins versants, depuis les crues de « ruissellement pur » jusqu'aux crues où la contribution à l'écoulement final est essentiellement hypodermique ou phréatique.
Les éléments les plus importants dans la génération des crues sont finalement les écoulements de surface et de subsurface et les précipitations directes à la surface du cours d'eau, l'écoulement souterrain n'entrant que pour une faible part dans la composition du débit de crue (Fig. 5. 10).
Fig. 5.10 - Découpage de différentes phase d'un hydrogramme de crue.
Rappelons que l'écoulement de surface ne peut pas être mesuré directement sur un versant, sauf dans le cas de très petites parcelles expérimentales équipées à cet effet. Généralement, on mesure indirectement cette composante des écoulements par l'évaluation des débits dans le réseau hydrographique (cf. chapitre 7 "métrologie"). Les procédures permettant de distinguer l'écoulement de surface de l'écoulement hypodermique et souterrain, sont traitées dans les deux derniers chapitres de ce cours (chapitre 10 et 11).
Après interception éventuelle par la végétation, il y a partage de la pluie disponible au niveau de la surface du sol :
en eau qui s'infiltre et qui contribue, par un écoulement plus lent à travers les couches de sol, à la recharge de la nappe et au débit de base,
et en ruissellement de surface dès que l'intensité des pluies dépasse la capacité d'infiltration du sol (elle-même variable, entre autre selon l'humidité du sol). Cet écoulement de surface, où l'excès d'eau s'écoule par gravité le long des pentes, forme l'essentiel de l'écoulement rapide de crue.
L'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration du sol (écoulement Hortonien) est considéré comme pertinent pour expliquer la réponse hydrologique des bassins en climats semi-arides ainsi que lors de conditions de fortes intensités pluviométriques. Il est généralement admis que même des sols naturels présentant une conductivité hydraulique élevée en climats tempérés et humides peuvent avoir une capacité d'infiltration inférieure aux intensités maximales des précipitations enregistrées.
Cependant des crues sont fréquemment observées pour des pluies d'intensité inférieure à la capacité d'infiltration des sols. Dans ce cas, d'autres processus tel que l'écoulement sur des surfaces saturées en eau, permettent d'expliquer la formation des écoulements. Des zones de sol peuvent être saturées soit par contribution de l'eau de subsurface restituée par exfiltration (d'une nappe perchée par exemple), soit par contribution directe des précipitations tombant sur ces surfaces saturées.
Il existe ainsi deux modes principaux d'écoulement de surface qui peuvent se combiner (cf. chapitre 10) :
l'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration (écoulement hortonien),
l'écoulement sur surfaces saturées.
Une partie des précipitations infiltrée chemine quasi horizontalement dans les couches supérieures du sol pour réapparaître à l'air libre, à la rencontre d'un chenal d'écoulement. Cette eau qui peut contribuer rapidement au gonflement de la crue est désignée sous le terme d'écoulement de subsurface (aussi appelé, dans le passé, écoulement hypodermique ou retardé). L'importance de la fraction du débit total qui emprunte la voie subsuperficielle dépend essentiellement de la structure du sol. La présence d'une couche relativement imperméable à faible profondeur favorise ce genre d'écoulement. Les caractéristiques du sol déterminent l'importance de l'écoulement hypodermique qui peut être important. Cet écoulement tend à ralentir le cheminement de l'eau et à allonger la durée de l'hydrogramme.
Lorsque la zone d'aération du sol contient une humidité suffisante pour permettre la percolation profonde de l'eau, une fraction des précipitations atteint la nappe phréatique. L'importance de cet apport dépend de la structure et de la géologie du sous-sol ainsi que du volume d'eau précipité. L'eau va transiter à travers l'aquifère à une vitesse de quelques mètres par jour à quelques millimètres par an avant de rejoindre le cours d'eau. Cet écoulement, en provenance de la nappe phréatique, est appelé écoulement de base ou écoulement souterrain. A cause des faibles vitesses de l'eau dans le sous-sol, l'écoulement de base n'intervient que pour une faible part dans l'écoulement de crue. De plus, il ne peut pas être toujours relié au même événement pluvieux que l'écoulement de surface et provient généralement des pluies antécédentes. L'écoulement de base assure en générale le débit des rivières en l'absence de précipitations et soutient les débits d'étiage (l'écoulement souterrain des régions karstiques fait exception à cette règle).
L'écoulement par fonte de neige ou de glace domine en règle générale l'hydrologie des régions de montagne ainsi que celles des glaciers ou celles des climats tempérés froids. Le processus de fonte des neiges provoque la remontée des nappes ainsi que la saturation du sol. Selon les cas, il peut contribuer de manière significative à l'écoulement des eaux de surface. Une crue provoquée par la fonte des neiges dépendra : de l'équivalent en eau de la couverture neigeuse ; du taux et du régime de fonte et finalement des caractéristiques de la neige.
L'écoulement total Et représente la quantité d'eau qui s'écoule chaque année à l'exutoire d'un bassin versant considéré. L'écoulement est la somme des différents termes : écoulement superficiel Es, écoulement hypodermique Eh et écoulement de base (ou écoulement souterrain) Eb qui résulte de la vidange des nappes. L'écoulement totale s'exprime ainsi :
|(5.4)|
Le bilan hydrologique d'un bassin versant est également caractérisé par trois coefficients essentiels :
|(5.5)|
le coefficient d'écoulement de surface Ces, obtenu en calculant le rapport entre les quantités d'eau écoulées rapidement et les quantités d'eau précipitées :
|(5.6)|
le coefficient de ruissellement Cr est défini par le rapport entre la quantité d'eau ruisselée (i.e. écoulée) à la surface du sol et celles des précipitations :
|(5.7)|
Pour de fortes précipitations, Es >> Eh. Par ailleurs, il n'est pas toujours évident de distinguer quantitativement sur le terrain Es et Eh. Par conséquent on adopte souvent Cr » Ces. Cr varie en général entre 0 et 1 (voir chapitre 2) mais peut être supérieur à 1 dans le cas où des échanges entre bassins, via le système géologique, sont supposés exister (exemple des milieux karstiques).
Les écoulements de surface transportent avec eux les produits de la désagrégations des roches des régions hautes vers les zones basses et en définitive vers la mer. Cette section est une introduction brève aux problématiques du transport solide dont l'étude est devenue essentielle dans de nombreux domaines, de l'étude des processus d'érosion et de sédimentation (dans les retenues par exemple) aux études sur la pollution des cours d'eau.
Le transport solide est par définition la quantité de sédiment (ou débit solide) transportée par un cours d'eau. Ce phénomène est limité par la quantité de matériaux susceptible d'être transportée (c'est à dire la fourniture sédimentaire). Il est principalement réglé par deux propriétés du cours d'eau :
Sa compétence - Elle est mesurée par le diamètre maximum des débris rocheux que peut transporter le cours d'eau. Cette caractéristique est essentiellement fonction de la vitesse de l'eau. Les variations de la compétence en fonction de la vitesse et la granulométrie du substrat ont été étudiées par Hjulstrom (Fig. 5.11).
Sa capacité - C'est la quantité maximale de matériaux solides que peut transporter en un point et à un instant donné le cours d'eau. La capacité est fonction de la vitesse de l'eau, du débit et des caractéristiques de la section (forme, rugosité, etc.).
Fig. 5. 11 - Diagramme érosion transport
sédimentation.
D’après HJULSTROM..
Ces deux propriétés du cours d'eau ne sont pas directement liées. Ainsi dans un fleuve, la compétence décroît vers l'aval, ce qui n'est pas le cas de la capacité.Le transport des sédiments par les cours d'eau est donc déterminé par les caractéristiques des particules (taille, forme, concentration, vitesse de chutes et densité des particules). Ce qui permet de distinguer :
la charge
en suspension (suspended load), constituée de matériaux
dont la taille et la densité leur permettent, dans des conditions d'écoulement
déterminées, de se déplacer sans toucher le fond du lit.
Le transport en suspension est en général constitué de
matériaux fins, argiles et colloïdes et quelquefois de silts.
C'est souvent la seule fraction du débit solide qui puisse être
aisément mesurée : par rapport à la capacité de
mesures, on peut d'ailleurs distinguer la charge échantillonnée
de la charge non échantillonnée (Fig. 5.12). Dans la très
grande partie des cas, la charge en suspension représente quantitativement
un pourcentage très important du transport global.
la charge de fond (bed load), formée de matériaux trop gros pour être mis en suspension compte tenu de leur densité et de la vitesse du courant. Ces particules roulent sur le fond ou se déplacent par saltation. Le transport par saltation correspond à un déplacement par bonds successifs.
Fig. 5.12 - Classification des différentes
"couches" de transport solide
(d'après Wen Shen, & Julien, 1992).
Les principales méthodes utilisée pour évaluer ces deux charges sont décrites dans le chapitre 7. On calcule en générale un flux de matières transportées par unité de temps que l'on peut ramener à la surface du basin versant (transport spécifique).
Les notions d'érosion mécanique sur un bassin versant (ou prédictions des pertes en sols) et de transport spécifique dans les fleuves (flux annuel de MES rapporté à la superficie du bassin versant ) regroupent deux processus différents. Ces deux notions permettent de distinguer d'une part les processus de détachement et de transport de matériaux du sol avant leur entrée dans le système "rivière" et d'autre part leur transport dans la rivière elle même. Pour le premier point, on peut parler des agents de l'érosion qui sont principalement les pluies, les ruissellements qui en découlent et le vent, ainsi que des facteurs qui vont conditionner les quantités de particules arrachées : caractéristiques des pluies, des sols, de la végétation, de la topographie et enfin les activités humaines. Les taux de particules transportées vont à leur tour être régis par de nombreux facteurs dont la vitesse de l'eau, les caractéristiques du lit, la granulométrie des particules... Le matériel particulaire ainsi transporté par le cours d'eau ne reflétera qu'en partie les phénomènes d'érosion sur les versants puisqu'une partie des sédiments arrachés au bassin pourra se déposer (éventuellement temporairement) entre les sources d'érosion et l'exutoire du bassin de drainage. D'autre part, l'érosion des berges pourra contribuer à la charge en suspension mesurée dans le cours d'eau tandis que la présence de lacs, réservoirs entraînent une sédimentation des particules. Pour ces différentes raisons, il est donc généralement admis que le transport spécifique de matières particulaires calculé dans les fleuves ne peut être assimilé à un taux de dénudation mécanique des versants.
Pour l'ensemble du monde, tous continents réunis la quantité totale des sédiments évacués en suspension est aujourd'hui de 13,505 106 tonnes par an sur une aire de drainage externe de 88,6 106 kilomètres carrés (contre 148,9 106 km2 pour l'ensemble des continents), ce qui correspond à une transport spécifique de 152 tonnes par kilomètre carré et par an (Meade, 1983). Cependant, la distribution est très variable d'un point à l'autre. Sur les grandes îles du Pacifique (Indonésie), le transport spécifique est près de six fois supérieure à la moyenne globale (1 000 t . km-2 an-1). En Asie du Sud-Est, l'érosion mécanique des régions himalayennes est également très forte (380 t . km-2 an-1 pour l'ensemble du continent). L'Europe (50 t . km-2 . an-1), l'Afrique (35 t . km-2 . an-1), l'Australie (28 t . km-2 an-1) ne contribuent que pour une faible part (6%) au bilan global.