Ghiaie e Conglomerati

Fonte: http://www.isoladelba.ca/spiagge/50-spiaggia-le-ghiaie.asp 

Ghiaia: accumulo di materiale sciolto composto per oltre il 30% da particelle > 2 mm.

Conglomerato: ghiaia litificata

Detrito: accumulo di materiale sciolto con frammenti angolari.

Breccia: detrito cemento.

Le ghiaie possono formarsi come detriti subacquei dovuti all'azione delle onde sulle coste rocciose oppure possono formasi sulla Terra come risultato di flussi d'acqua dovuti alla pioggia.

Se il luogo d'accumulo è sopra il livello del mare parleremo di ghiaie continentali altrimenti parleremo di ghiaie marittime.

          Ghiaie di spiaggia: si trovano da 3 m sopra il livello del mare a 10 m sotto, si formano sulla costa raramente oltre i 5-6 Km a largo. Normalmente cingono la spiaggia accumulandosi non lontano da questa.

          Fiumi: importanti perché trasportano i ciottoli dal luogo di formazione per oltre 10 Km. Le ghiaie formano normalmente lenti intercalate a depositi di fango o argille.

         Conoidi alluvionali: molto estesi, nascono in zone molto aride aventi alti rilievi caratterizzati da intercalazioni di depositi fangosi di flusso.

Le ghiaie sono costituite da ossatura e vuoti. L'ossatura è costituita da particelle delle dimensioni dei ciottoli e i vuoti sono l'apertura fra gli elementi dell'ossatura.

Quest'ultima si divide in integra e interrotta. Quella integra si ha quando i componenti dell'ossatura si toccano formando una struttura stabile nel campo gravitazionale; quella interrotta si ha quando la matrice supera più di 1/3 in volume di tutta la roccia.

Le ghiaie diminuiscono di spessore andando nel verso della corrente, la loro forma dipende da quella iniziale dei frammenti che a loro volta dipende dalla litologia delle rocce madri e dall'agente di trasporto, la rotondità dipende dalla distanza di trasporto e dalla natura del clasto mentre la composizione è varia:

• rocce effusive (E);
• rocce plutoniche (P);
• rocce sedimentarie (S);
• rocce metamorfiche (M).

           CLASSIFICAZIONE DELLE GHIAIE

Secondo Pettijhon si procede per passi:

1. Per prima cosa si riconosce il meccanismo genetico e quindi se sono:
   1. epiclastiche → formate per deposizione dei clasti;
   2. piroclastiche → formate da eventi vulcanici;
   3. cataclastiche → formate in conseguenza di fenomeni tettonici;
   4. meteoriche → formate in seguito all'impatto di meteoriti.
      
      
2. Nel caso delle ghiaie epiclastiche si distingue la provenienza dei materiali:
   1. conglomerati extraformazionali → se la provenienza è al di fuori del bacino di sedimentazione (rocce terrigene);
   2. conglomerati intraformazionali → se è all'interno del bacino di sedimentazione.
      
      
3. Se extraformazionali si valuta la quantità di matrice per distinguere gli:
   1. orto-conglomerati;
   2. para-conglomerati.

4. Se orto-conglomerati si osserva la composizione dei clasti:
   1. conglomerati oligomittici → se si ha una presenza di clasti metastabili < 10%;
   2. conglomerati petromittici → se invece i clasti metastabili sono > 10%.
      
      
5. Se para-conglomerati si osserva la struttura della matrice.

Fonte: http://www.dipgeopa.com/?structure=processigeologici&section=rocce&sub=6.3.1.9&lang=it 

Approfondiamo però meglio cosa sono gli orto-conglomerati, i para-conglomerati e i conglomerati intraformazionali partendo dai primi. Questi (vedi foto subito sopra) si formano in ambienti ad alta o media energia e hanno un'ossatura integra di ciottoli e sabbia grossolana e quasi sempre hanno un cemento di precipitazione chimica. Sono deposti da acque turbolente, correnti ad alta velocità e si dividono in 2 gruppi:

1. conglomerati ortoquarzitici maturi monogenici → si dice maturi monogenici quando i ciottoli sono formati da un solo tipo di roccia mentre il termine ortoquarzitici significa composizione semplice; i ciottoli sono molto resistenti all'alterazione e decomposizione (vene di quarzo, quarzite e selce); di solito questo gruppo di rocce non sono grossolane e si ritrovano come ciottoli sporadici.

Caratteristiche principali:

• molto maturo;
• ben arrotondato;
• formano depositi non molto potenti;
• il loro ambiente di deposizione è alluvionale o di spiaggia.

2. Conglomerati poligenici o immaturi → si dice immaturi quando i ciottoli sono formati da più tipi di roccia mentre si dice poligenici quando contengono >10% di materiali instabili o metastabili; si accumulano al margine dei bacini; i depositi sono molto potenti e a forma di cuneo e possono essere basali o intercalati a vari livelli nelle sequenze sedimentarie.

Caratteristiche principali:

• diminuzione dimensioni nel senso del trasporto;
• poca sedimentazione;
• arrotondamento buono;
• arricchimento di materiale stabile nella direzione lungo corrente.

Passiamo ai para-conglomerati, sono deposti da flussi torbiditici con struttura interrotta. Si dividono in 3: 

Fonte: http://www.dipgeopa.com/?structure=processigeologici&section=rocce&sub=6.3.1.9&lang=it 

1. fanghi ciottolosi laminati → costituiti da argilliti nei quali si rinvengono ciottoli sparsi; si formano per la caduta di ciottoli in bacini a bassa energia dove si accumulano silt e argilla; i clasti sono trasportati in blocchi di ghiaccio o intrappolati dalle radici degli alberi. Sono normalmente associate a tilliti;
2. till e tilliti → matrice 80-90% della roccia totale, il diametro medio varia dai 3 ai 10 micron, poca selezione; le prime sono depositi glaciali grossolani non stratificati mentre i secondi sono litificati e testimoniano periodi di raffreddamento del clima;
3. fanghi ciottolosi non glaciali (tilloidi) → è il prodotto di movimenti gravitativi subacquei (scivolamenti sottomarini, flussi di massa, flussi viscosi).

I conglomerati intraformzionali sono dei depositi locali aventi frammenti abrasi e si dividono in 2 tipi:

1. caratteristico di alcuni calcari (prodotto di dissecazione di fanghi calcarei);
2. composti da frammenti di shale e di argillite (legati a fenomeni di dissecazione subaerea).

           BRECCE

Fonte: http://wpage.unina.it/daniela/ROCCE/ROCCE%20SEDIMENTARIE/Rocce%20Sedimentarie%20Clastiche/ 

Sono rocce composte da un aggregato di frammenti angolari. Esistono le brecce non sedimentarie composte da frammenti angolari formati per processi post-deposizionali e quelli formati contemporaneamente ai processi di deposizione.

Le brecce si suddividono in base alla loro origine:

• brecce cataclastiche → dove la frammentazione è formata da movimenti della crosta terrestre, le forze implicate sono quelle gravitazionali e tettoniche;
• brecce piroclastiche → legate al vulcanismo esplosivo;
• brecce d'impatto → risultato dell'urto di meteoriti su un corpo roccioso. 

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Fabric e Packing, Porosità e Permeabilità

Fonte: http://web.unife.it/progetti/matematicainsieme/schiume/perc_terra04.htm 

Un po' di definizioni:

Fabric: relazione spaziale e orientazione degli elementi di un singolo cristallo (conchiglia, ciottolo, grano di sabbia … ).

Packing: densità degli elementi del fabric.

Fabric dimensionale: quando è governato da un elemento dimensionale;

Fabric cristallografico: quando è dovuto all'allineamento di assi cristallografici.

Dal punto di vista genetico esistono 2 tipi di fabric:

1. di deformazione, dovuto alle forze esterne che agiscono sulla roccia;
2. di apposizione, quando si forma al momento della sedimentazione.

Quasi tutti i detriti sono elementi di un fabric. L'orientazione degli elementi può essere descritta da 2 angoli:

1. azimutale fra un asse del ciottolo e il nord;
2. l'inclinazione ovvero l'angolo tra l'asse in questione e il piano orizzontale.

Si dice fabric:

• isotropo, quando l'orientazione degli elementi è casuale;
• anisotropo, quando invece è preferenziale.

Il packing è dato dal modo di disporsi nello spazio degli elementi, ognuno dei quali è sostenuto da altri elementi ed è in equilibrio con il campo gravitazionale.

Si dice stretto quando riduce il volume e le dimensioni dei pori ed altera la porosità e la permeabilità; si dice aperto nel caso contrario.

I tipi di contatti fra i grani ci aiuta a capire il grado di compattazione che ha una roccia. I grani possono essere:

• flottanti → quando la roccia ha subito poca compattazione;
• puntuali → quando la roccia inizia a compattarsi e i grani si avvicinano fra di loro;
• concavo-convessi → la compattazione procede e i grani flessibili sono incurvati dalla pressione dei grani più duri; si ha penetrazione dei grani più duri e dissoluzione di quelli più teneri;
• crenulati → dissoluzione di tutti i grani.

Parliamo ora della porosità e permeabilità.

         POROSITA'

Si divide in effettiva e totale. La prima è la percentuale di spazi vuoti interconnessi tra loro rispetto al volume totale della roccia. La seconda è la percentuale di spazi vuoti rispetto al volume totale della roccia. Quella totale sarà quindi sempre maggiore di quella effettiva.

Esiste una porosità primaria e una secondaria.

          PRIMARIA

Si genera durante la deposizione del sedimento e può essere divisa in 3 tipi:

1. intergranulare → quando la porosità è costituita dallo spazio tra i grani;
2. intragranulare → quando la porosità è costituita dagli spazi all'interno dei grani;
3. intercristallina → quando la porosità è costituita dallo spazio fra i cristalli.

          SECONDARIA

Si genera dopo i processi post-deposizionali e può essere divisa in 3 tipi:

1. soluzione → è costituita dallo spazio generato in seguito alla dissoluzione del cemento;
2. intercristallina → è costituita da spazi rimasti per una completa cementazione;
3. fratturazione → è dovuta a frattura della roccia.

La porosità originale di un sedimento è influenzata da diversi fattori:

• uniformità dimensioni delle particelle ovvero più è alta la deviazione standard e più è bassa la porosità;
• forma e sfericità delle particelle ovvero più è bassa la sfericità e più è alta la porosità;
• modi di impacchettamento durante la deposizione, impacchettamenti aperti hanno una porosità più alta di quelli compatti;
• grado di compattazione dopo il seppellimento, più è alto il carico litostatico e più è bassa la porosità;
• trasformazioni diagenetiche.

Ma come viene misurata la porosità?

1. osservare la roccia con una lente o al microscopio (metodo qualitativo);
2. mediante conteggio per punti al microscopio dei pori della roccia (metodo semi-quantitativo);
3. altri metodi (metodi quantitativi) in laboratorio, il volume dei pori viene calcolato in base alla quantità di liquido o GAS che viene assorbito dalla roccia fino a riempirla completamente.

          PERMEABILITA'

Proprietà che ha una roccia nel lasciare passare dei fluidi senza modificare la sua struttura. È legata alla porosità effettiva. La quantità di fluido Q che passa attraverso una data sezione C per una lunghezza L è direttamente proporzionale alla differenza di pressione fra i 2 estremi di lunghezza L considerati e inversamente proporzionale alla viscosità del fluido V.

Q = K(C P) / (V L), K è la permeabilità che dipende dalle caratteristiche della roccia ed è espressa in darcy.

1 darcy equivale al passaggio di 1 cm³/sec di fluido attraverso una sezione di 1 cm² per una lunghezza di 1 cm sotto una differenza di pressione di 1 atmosfera.

I fattori che influenzano la permeabilità sono:

• dimensione dei grani (più grandi sono i pori vuoti e più c'è permeabilità a parità di porosità);
• grado di selezione (meno deviazione standard e più permeabilità a parità di altre condizioni);
• forme dei grani e grado di impacchettamento (forme più sferiche e impacchettamenti più compatti implicano meno porosità e quindi meno permeabilità). 

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Forma e Rotondità dei clasti

Fonte: http://www.naturamediterraneo.com/forum/topic.asp?TOPIC_ID=120823 

Ancora non abbiamo parlato di forma e neanche di rotondità, per questo lo faremo proprio ora. 

La figura di riferimento in sedimentologia è la sfera. Le particelle in sospensione che sono sferiche tendono a separarsi dalle altre di dimensioni e densità uguali depositandosi prima di quelle meno sferiche le quali vengono trasportate più a lungo. Nel fondo invece succede completamente l'opposto, le particelle meno sferiche tenderanno a fermarsi prima di quelle sferiche per il maggior attrito.

Indichiamo con S l'indice di sfericità, avente formula:

S = dn/Ds = 1, dove il primo termine equivale al diametro nominale e il secondo al diametro della sfera circoscritta.

Questo indice però non è sufficiente per definire al meglio la forma di una particella e infatti non riconosce ne le forme allungate ne quelle schiacciate. Introduciamo per questo motivo un secondo indice, quello della forma: 

b/a e c/b, dove b è la larghezza (diametro medio), a la lunghezza (diametro massimo), c lo spessore (diametro minimo)

per dividere le forme in 4 classi.

Oltre al secondo indice introdotto qui sopra bisogna tener conto dell'arrotondamento RHO, il quale altro non è che il rapporto tra il raggio medio di curvatura degli spigoli e il raggio del cerchio massimo inscrivibile.

Bisogna tenere presente che solo la sfera ha s=1 e RHO=1.

Con questi parametri Pettijhon ha stilato un'ottima scala detta appunto scala di Pettijhon:

• angoloso → RHO = 0-0,15, niente abrasione sui clasti, angoli secondari molti e acuti (15-30);
• subangoloso → RHO = 0,15-0,25, primi segni di abrasione, i clasti hanno ancora forma originaria con le facce intatte, gli angoli sono leggermente meno arrotondati e gli angoli secondari leggermente meno di numero (10-20);
• subarrotondato → RHO = 0,25-0,40, forma originaria facilmente riconoscibile, angoli smussati, la loro curvatura è attenuata e la superficie delle facce originarie sono molto ridotte, gli angoli secondari sono arrotondati e ridotti (5-10);
• arrotondato → RHO = 0,40-0,60, facce quasi scomparse, angoli rientranti, arrotondati e ampia curvatura, angoli secondari attenuati e pochi, forma originaria ancora riconoscibile, a 0,60 RHO gli angoli secondari non ci sono più;
• ben arrotondato → RHO = 0,60-1, nessun angolo, niente facce riconoscibili, tutta la superficie è formata da curve attenuate e le aree piatte sono assenti, nessun angolo secondario e la forma originaria è solo intuibile.

Nel 1922 Wentworth ha studiato la relazione esistente tra la forma e la rotondità dei ciottoli di spiaggi. Egli sostiene che appiattimento e rotondità sono inversamente proporzionali, più un ciottolo è appiattito e meno è rotondo, più un ciottolo è arrotondato e più lunga e intensa è stata la sua abrasione, i ciottoli piatti sono quelli meno modificati. 

Esiste però anche una relazione tra arrotondamento e dimensione, le dimensioni maggiori di una sabbia sono più arrotondate di quelle minori, questo è più evidente in sedimenti tessituralmente più maturi. 

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Distribuzioni dimensionali

Fonte: http://www.edu-geo.it/escursioni/SATERNO/itinerario_er1.html 

La distribuzione dei sedimenti è legata alla loro provenienza ed è emerso che le quantità dei sedimenti che ricade nelle classi granulometriche 4-2 mm e 0,125-0,062 mm è meno abbondate rispetto dei sedimenti che ricadono in tutte le altre classi granulometriche.

Qual'è il motivo?

Una teoria è che quei sedimenti di tali dimensioni siano separate dalla maggioranza dei sedimenti naturali a causa di fenomeni legati all'energia degli ambienti deposizionali. Se così fosse questi sedimenti dovrebbero quindi essere concentrati altrove. L'ipotesi che alcune dimensioni siano scarsamente presenti nel detrito che si genera dalla disgregazione delle rocce madri è dunque possibile.

Abbiamo accennato alla disgregazione delle rocce, queste possono produrre blocchi > 256 mm o sabbie. Nei primi le dimensioni dipendono dalle dimensioni dei cristalli della roccia madre e non sono superiori a 1 mm. I secondi si riducono invece a ciottoli di 4-64 mm per effetto dell'abrasione e il materiale abraso avrà dimensione d'argilla o silt ma mai quella della sabbia.

         ALTERAZIONE CHIMICA

Produce tanto materiale argilloso. A parità di condizioni climatiche:

• variando le proporzioni di quarzo e feldspato si otterranno sedimenti con diverse proporzioni fra materiale argilloso e materiale grossolano;
• variando le dimensioni dei cristalli della roccia madre la frazione più grossolana avrà materiale più fine;
• se la roccia madre è costituita da rocce metamorfiche fini si otterrà un detrito fine.

Le rocce, si sa, vengono trasportate tramite mezzi di trasporta: l'acqua (il più importante), il vento, i ghiacci e la gravità. In particolare però esistono 2 tipi di trasporto:

1. trasporto particellare: dove il mezzo di trasporto e le particelle sono l'uno indipendente dall'altro (fiumi, correnti marine); è in grado di operare una selezione in quanto il mezzo di trasporto erode, trasporta e deposita solo le particelle che riesce a muovere;
2. trasporto di massa: dove il mezzo di trasporto e le particelle sono un unico corpo (colate di fango, corrente di torbida); non è in grado di operare una selezione.

Le forze che agiscono sulle particelle sedimentarie sono:

• flusso del mezzo di trasporto → laminare o turbolento;
• granulometria del materiale di fondo → se ci sono particelle più grossolane di quelle trasportate queste si possono intrappolare tra di loro;
• forma delle particelle → le particelle a forma piatta si comporteranno diversamente da quelle sferiche;
• composizione delle particelle → le particelle con materiale più denso si depositeranno con dimensioni inferiori di quelle meno dense;
• presenza di matrice di fondo → ostacola la rimozione di particelle dal fondo.

È comunque dimostrato che le dimensioni delle particelle diminuiscono col trasporto. Le particelle più grosse subiscono un'abrasione molto maggiore rispetto a quelle più piccole (sabbia).

Il materiale prodotto dalle particelle più grossolane è silt o argilla e vengono allontanati dal materiale grossolano.

Il controllo della distribuzione dimensionale avviene per cause legate al fattore idraulico del mezzo di trasporto. 

Questo controllo può essere ricondotto principalmente a 2 fattori:

1. intrappolamenti di materiale fine all'interno di materiale grossolano: è la causa di distribuzioni bi-trimodali;
2. modalità di trasporto: Visher ha dimostrato che le distribuzioni dei sedimenti possono essere composte da 3 popolazioni principali (trasporti per sospensione, saltazione e trazione) i quali hanno una distribuzione normale (gaussiana).

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Rappresentazione grafica dell'analisi granulometrica

Fonte: http://www.carbonatocalcio.it/c-4-pietrisco.php 

Si è osservato che molte distribuzioni granulometriche seguono più o meno l'andamento della curva di Gauss il che permette di fare semplici calcoli matematici attraverso i parametri statistici.

Elenchiamoli qui di seguito:

• moda: corrisponde al punto più alto della curva;
• mediana: corrisponde al punto sull'asse che divide la popolazione in 2 parti uguali, il 50% sta a sinistra e il 50% a destra;
• media: quella aritmetica definita come la sommatoria di tutte le osservazioni diviso per il numero di osservazioni;
• deviazione standard: misura il grado di selezione di un sedimento, in una gaussiana questa è la distanza compresa fra il valore medio e i punti di flesso della curva situati simmetricamente a destra e sinistra.

In una curva ideale i primi 3 parametri coinciderebbero.

Altra caratteristica gaussiana è la dispersione attorno al punto centrale. Questa è definita attraverso la varianza e la deviazione standard. La prima è la media degli scarti quadratici di tutte le possibili n osservazioni rispetto al valore centrale, la seconda invece altro non è che la radice quadrata della varianza oltre che essere ciò che ho scritto poco prima.

Questi dati una volta inseriti in tabella vengono immessi in dei grafici differenti a seconda dello scopo d'utilizzo. Esistono comunque alcune cose in comune:

• la variabile indipendente (dimensione dei granuli) va messa in ascissa;
• le frequenze corrispondenti in ordinata;
• in ascissa le particelle più grossolane si mettono a sinistra in modo che le dimensioni siano decrescenti da sinistra verso destra.

Le unità di misura utilizzate sono il mm o il Fi.

Ecco i vari tipi di grafici:

ISTOGRAMMA

Le percentuali relative a ciascuna classe granulometrica sono rappresentate con delle colonne di altezza y corrispondente o proporzionale alla percentuale. Non si utilizza questo tipo di grafico per calcolare la mediana o la deviazione standard dato che l'unico parametro che può essere tirato fuori è la moda, corrispondente alla classe più frequente.

É un buon grafico con l'unico inconveniente che la sua forma dipende dall'intervallo di classe utilizzato. In questo modo la rappresentazione di uno stesso campione potrebbe essere differente. C'è da dire anche che la forma dipende dalla posizione dei limiti di intervallo di classe scelto.

CURVA DI FREQUENZA

Forma limite a cui tende l'istogramma per gli intervalli di classe che tendono a 0. Non legge i parametri statistici ma è ottima per la visualizzazione della distribuzione granulometrica di un sedimento non essendo dipendente dall'ampiezza degli intervalli di classe.

CURVA CUMULATIVA IN ORDINATA ARITMETICA

L'ordinata è una scala aritmetica da 0 a 100 e riporta le percentuali cumulative del sedimento. Una curva gaussiana in questo caso sarebbe una curva a S. Ma come si costruisce una curva simile? Non è difficile:

se per esempio l'intervallo di classe 0-0.5 Fi contiene lo 0,9% del materiale ovvero lo 0,9% del materiale ha dimensioni > 0,5 Fi il punto sul grafico sarà:

x = 0,5 Fi; y = 0,9%

Se poi in corrispondenza della dimensione di 1 Fi si ha che il 3,8% del materiale ha dimensioni maggiori il secondo punto sarà:

x = 1 Fi; y = 3,8% → somma delle 2 classi 0-0,5 Fi e 0,5-1 Fi

Alla fine si uniscono i punti con una linea. Con questa curva si possono calcolare i parametri statistici.

CURVA CUMULATIVA IN ORDINATA DI PROBABILITA'

Si costruisce come quella precedente ma siccome la gaussiana ideale qui sarebbe una retta i punti dei campioni naturali si raccordano con una spezzata e non continua. Viene eliminata così la discrezionalità dell'operatore nel tracciare la curva.

Questa curva è utile per capire quanto la distribuzione di frequenza di un sedimento si allontana da quella gaussiana e per calcolare i parametri statistici. Nel complesso risulta la più utile di tutte ma anche la meno illustrativa. 

Ritorniamo a parlare delle misure della tendenza centrale e quindi a spiegare meglio i termini precedenti. La moda altro non è che il diametro corrispondente alle particelle che hanno nella distribuzione totale la maggior frequenza. Essa corrisponde anche alla classe modale più abbondante nell'istogramma, al punto più alto della curva di frequenza e al punto più alto della curva cumulativa. 

I sedimenti però si possono presentare con una sola evidente classe modale, detti quindi unimodali, o con più classi dove la frequenza è maggiore delle classi circostanti, dette quindi plurimodali. Quest'ultimo termine ci indica che esiste una classe modale dove la frequenza è massima e altre dove è inferiore. Si riflette così il contributo di 2 regioni o eventi energetici nell'ambiente di deposizione.
La mediana invece è il valore dove il 50% delle particelle è superiore e il 50% è inferiore e non tiene conto di tutta la curva.
La media grafica tiene conto di 3 punti della curva e non solo quello centrale.


Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Metodi di analisi granulometrica

 Fonte: http://www.giordano.it/p88-c242-t4-le-nuove-norme-tecniche-per-le-costruzioni-ed-i-controlli-da-effettuare.php

Se ieri abbiamo parlato della granulometria oggi parleremo dei metodi di analisi della granulometria.

Possiamo elencare i vari metodi in base alle dimensioni delle particelle da studiare.

           CLASTI > 16 mm:

Si useranno qui le misure dirette. Si va in campagna e si costruisce una griglia con le maglie proporzionali alla grandezza dei clasti da studiare. Queste maglie sono fatte da funi e picchetti. Si procede alla misura delle dimensioni maggiori (a), intermedie (b) e minime (c) di ogni clasto che cade in corrispondenza dell’intersezione delle maglie. Si utilizza il metro.

           CIOTTOLI:

Si va in laboratorio e si userà un calibro per prelevare una quantità di materiale sufficiente per lo studio granulometrico (100 clasti). È stato osservato che esiste una relazione diretta tra la dimensione massima (a) e il diametro medio dei ciottoli e quindi questo ci permette di semplificare le misurazioni in quanto basterà calcolare solo l’asse massimo dei ciottoli e il diametro medio.

           SABBIA, SILT:

Le misure vengono effettuate in SEZIONE SOTTILE utilizzando un microscopio ottico con un apposito tavolino traslatore che sposta il campione a passi programmati simulando una griglia per l’identificazione die grani da misurare. Si adopera inoltre un oculatore con una scala di riferimento dimensionale.

           SILT FINE, ARGILLE:

Si usa il SEM, microscopio a scansione elettronica.

          CLASTI compresi tra i 16 mm e i 0,050 mm: 

 Fonte: http://www.daverrazzano.it/Progetti/2007_08/html/an_granulom.htm

Si utilizza il metodo dei setacci à I setacci sono costituiti da maglie a fori quadrati delle dimensioni di 1 Fi, ½ Fi e ¼ Fi. Vengono messi in fila formando una pila con il setaccio più grande in alto e quello più piccolo in basso. Alla fine della pila viene inserito un piatto per la raccolta del materiale passante per l’ultmo setaccio. La pila viene messa in un apposito apparecchio agitatore dotato di temporizzatore che scuote il materiale favorendo il suo passaggio attraverso i fori dei setacci corrispondenti al loro diametro medio. L’agitazione della pila dovrebbe durare 1 ora per una misurazione ottimale ma qualche volta bastano 20-30 minuti per averne una indicativa.

Queto metodo però ha le sue pecche e sono:

1. Non riflette le reali dimensioni della particella ma solo quelle medie e minime;
2. Essendo i fori quadrati e le particelle irregolari il materiale che passerà attraverso i fori non sarà perfettamente corrispondente alle dimensioni di questi fori ma sarà leggermente inferiore.

Se a questo metodo ci colleghiamo un PC e una bilancia si può velocizzare tutta l’operazone.

Passiamo ora a parlare degli apparati di sedimentazione che sono tutti quei metodi basati sulla Legge di Stockes. Quest’ultima dice che la velocità di caduta di un solido in un liquido è direttamente proporzionale alla differenza di densità tra liquido e solido, alla forza di gravità e alla dimensione al quadrato della particella ma inversamente proporzionale alla viscosità del liquido.

Questa legge vale per le seguenti condizioni:

• Le particelle devono essere rigide;
• Le particelle devono essere arrotondate;
• Le particelle devono essere più dell’1% rispetto al volume totale per evitare interferenze;
• Le particelle devono essere di dimensioni maggiori a 0,5 mcron perchè le particelle più piccole subirebbero l’influenza dei moti browoniani;
• Le particelle devono avere dimensioni inferiori ai 50 micron;
• Il liquido deve essere relativamente infinito rispetto al contenuto solido;
• La temperatura deve essere costante in quanto questa influisce sulla viscosità del liquido.

METODO DELLA PIPETTA:

Fonte: http://www.tecnotest.it/Ricerca.aspx?lang=it&chapter=&prodid=1792&capsez=

Consiste nel prelievo di materiale in sospensione ad una certa profondità s in un dato tempo t. Tutte le particelle con dimensione superiore a quelle in relazione a s e t e secondo la legge di Stokes non saranno più sospese a quell’altezza ma saranno già scese verso il basso. Il prelievo avviene tramite pipetta.

            METODI BASATI SULLA DENSITA’ OTTICA:

Il procedimento è lo stesso del precedente con l’unica differenza che la quantità d particelle presenti nelle varie granulometrie sono misurate come densità ottica anziché+ come peso mediante il prelievo. Quello che bisogna a avere per utilizzare questo metodo è un contenitore, una sorgente luminosa a luce fredda , un sensore ottico e un sistema di trascinamento a motore. L’assorbimento della luce ad una determinata altezza è direttamente proporzionale alla quantità di particelle di nota dimensione per quell’altezza  e per un dato tempo come stabilito dalla legge. Ll’inizio il sensore resta in basso per misurare le particelle più grosse per poi salire verso l’ato e misurare quelle più piccole.

Il vantaggi od questo metodo è che l’operazione si effettua molto più velocemente rispetto ai metodi precedenti.

             BILANCIA DI SEDIMENTAZIONE:

Consiste nell’immersione di un piatto bilancia all’nterno di un apparato di sedimentazione. Le particelle vengono rilasciate all’inizio del cilindro di sedimentazione. Le particelle più grosse cadranno per prime mentre quelle più piccole per ultime. L’accumulo sul piatto viene registrato automaticamente e messo in relazione in base alle dimensioni secondo la legge di Stockes con un PC. Essendo una misurazione cumulativa le percentuali vengono calcolate per differenza.

Questo metodo ha il vantaggio di misurare anche la sabbia in quanto il tubo è molto alto e permette una separazione completa del materiale in sospensione.

              SEDIGRAFO: 

 Fonte: http://www.csaricerche.com/it/gallery.php?id_cat=27&page=3

È un apparecchio in grado di determinare le dimensioni delle particelle attraverso l’attenuazione di un fascio di RAGGI-X sfruttando la legge di Stockes. Via via che le particelle si dispongono il fascio di raggi aumenta.

              METODI A DIFFRAZIONE LASER:

Si basano sul fatto che le particelle di una certa dimensione diffraggono un fascio di luce con un dato angolo che è tanto più alto tanto quanto la particella è più piccola 

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010 

Granulometria dei sedimenti terrigeni

Fonte: http://it.wikipedia.org/wiki/Rosso_ammonitico 

Oggi parleremo di Wadell e Wentworth e quindi in generale della granulometria dei sedimenti terrigeni. 

Il primo di questi 2 studiosi sostiene che il volume delle particelle essendo indipendente dalla forma esprime esattamente la dimensione della particella stessa.

Un altro modo di esprimere le dimensioni di particelle irregolari consiste nella misura del diametro massimo (a), diametro medio (b) e diametro minimo (c). Secondo Wadell però il diametro non esprime il volume di un solido irregolare ma ha significato solo se applicato ad una sfera dove i termini diametro e dimensione sono sinonimi. Egli infatti ha definito le dimensioni di una particella sedimentaria in termini di vero diametro nominale che è uguale  al diametro di una sfera dello stesso volume della particella. Questo vale però per le particelle grandi il che ha permesso di introdurre il termine di diametro sedimentario ovvero il diametro di una sfera di quarzo che in uno stesso fluido ha uguale velocità di sedimentazione della particella presa in esame.

Per rappresentare le dimensioni delle particelle si utilizzano le classi granulometriche con i loro intervalli detti limiti di classe. Tutti i dati poi vengono riportati in una tabella di frequenza. Si ottiene così una rappresentazione discontinua dei dati e l’insieme di questi dati in una classe si considera accentrata attorno al punto medio della classe.

I dati vengono classificai attraverso 2 variabili:

1. INTERVALLO DI CLASSE: è una variabile indipendente, arbitraria e influenza la frequenza dei dati in ogni classe;
2. FREQUENZA DELLE MISURE: dipende dall’intervallo di classe.

Le misure delle particelle si misurano in scala millimetrica che a sua volta viene suddivisa in intervalli di classe dove raggruppare i dati. Questo sistema di suddivisione è detto grado di scala.

Passiamo ora al secondo studioso, Wentworth. Egli ha inventato la sua scala granulometrica che è costruita partendo dalla dimensione di 1 mm e la quale si evolve in progressione geometrica verso l’alto con ragione di 2 e verso il basso con ragione di ½. Si deduce che ogni limite di classe è il DOPPIO di quello precedente e la META’ di quello successivo. Questa scala è suddivisa in intervalli di classe non uguali. Questi possono essere a loro volta suddivisi in 2 classi partendo sempre dalla dimensione di 1 mm ed evolvendo in progressione geometrica verso l’alto con ragione di radice quadrata di 2 e verso il basso di 1/radice quadrata di 2.

Concludendo questo breve escursus faccio presente che esiste una scala Fi che  non è altro che la trasformazione logaritmica della scala di Wentworth ed ha l’enorme vantaggio di avere come limite di classe numeri interi. È stata inventata da Krumbein, essa fa uso della ragione di 2 e ½ esprimendo il diametro in mm. Nella formula il segno – consente di esprimere le frazioni del mm come numeri positivi in scala Fi. 

Fonti: Emilio Saccani, Petrografia delle rocce sedimentarie terrigene, 2010