Misurazione della granulometria in alveo. Metodi teorici e sperimentali.

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diametriche di un campione di materiale e, successivamente, i diametri 
caratteristici competenti a tale campione rilevato. 
 
I passaggi dell’analisi granulometrica possono essere così riassunti: 
•  Prelievo e analisi del campione; 
•  Determinazione delle frequenze relative e cumulate; 
•  Calcolo dei diametri caratteristici (percentili); 
•  Determinazione dei parametri di distribuzione (media, deviazione 
standard). 
 
1.2 – Tipologie di alveo 
 
Il modus operandi dipende inoltre dal tipo di corso d’acqua che si 
intende analizzare. 
I gravel-bed e cobble-bed sono distinti dai sand-bed e dai boulder-bed 
per la loro granulometria. I diametri medi caratteristici sono i seguenti: 
•  alvei in sabbia: <2 mm;  
•  alvei in ghiaia: 2 - 64 mm;  
•  alvei in ciottoli: 64 - 256 mm;  
•  alvei in ciottoli-massi: >256 mm.  
 
Comunque anche i gravel-bed (fondo ghiaioso) e cobble-bed (fondo 
ciottoloso) contengono una percentuale di sabbia, tipicamente meno del 10% 
in zone montane fino a un massimo del 50%, ma anche un certo numero di 
grossi massi. Il range della granulometria presente può coprire fino a cinque 
ordini di magnitudo (ad esempio dalla sabbia fine di 0.06 mm ai massi di 4000 
mm). Questo fa si che ci siano delle complesse interazioni tra le particelle di 
grandezza granulometrica differente durante fenomeni di erosione, di deposito 
e di trasporto causando una distribuzione spaziale eterogenea il che 
complicherà il processo di campionamento. 
Ma i gravel-bed e i cobble-bed differiscono dai sand-bed e dai boulder-
bed non solo per la grandezza delle particelle, ma anche per la morfologia del 
corso d’acqua. Tipicamente i corsi d’acqua sand-bed hanno una bassa 
 3
pendenza, i boulder-bed hanno un profilo d’alveo “a gradini” e i gravel-bed 
con i cobble-bed hanno una moderata pendenza. 
In letteratura si trovano diverse guide di riferimento per 
l’individualizzazione della tipologia dell’alveo, di particolare interesse sono 
quelle proposte da Montgomery & Buffington, 1993, e da Rosgen (1994, 
1996). 
 
1.2.1 – Classificazione proposta da Montgomery & Buffington 
 
Montgomery & Buffington, 1993, proposero un sistema di 
classificazione composto da cinque tipologie di alveo: 
•  cascades: massi e ciottoli 
•  step and pools: massi e ciottoli 
•  plane-bed: ghiaia e ciottoli 
•  pool-rifle: ghiaia 
•  dune-riple: sabbia 
 
Questi alvei hanno delle morfologie differenti perché l’interazione tra 
il flusso idraulico e il processo di sedimentazione, e in particolare la quantità 
di energia dissipata dal moto turbolento, differisce tra un caso e l’altro. 
 
La dimensione delle particelle che formano il letto del fiume 
diminuisce passando dalla configurazione a cascate a quella a dune 
generalmente, ma questo non risulta sempre essere un elemento discriminante. 
 4
 
Fig.1.1: Classificazione alvei secondo Montgomery & Buffington 
A = cascades; B = Step pool; C = Plane bed; D = Pool riffle; E = Dune ripple 
 
1.2.2 – Classificazione proposta da Rosgen 
 
La classificazione proposta da Rosgen, 1954, utilizza un metodo 
alfanumerico basato su cinque parametri morfologici del corso d’acqua e del 
suo flusso: 
•  rapporto tra la larghezza della zona sommersa durante un evento 
di piena e quella in condizioni medie; 
•  rapporto tra la larghezza e la profondità al centro dell’alveo; 
•  sinuosità: rapporto tra la lunghezza del corso d’acqua e la 
lunghezza della valle occupata; 
•  gradiente del corso d’acqua; 
•  dimensione media delle particelle in superficie. 
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Con questi cinque parametri Rosgen identifica sette tipologie di corsi 
d’acqua contrassegnate da una lettera maiuscola seguita da un numero che 
identifica la granulometria media. 
 
 
 
 
Fig.1.2: Classificazione alvei secondo Rosgen 
A = Step and pool e cascate; B = Riffles e rapide; C = Pool riffle; 
D = Braided; DA = Anastomosing; E = Meadow meanders; 
F = Valley meanders; G = Gullies. 
 
1 = Roccia; 2 = Massi; 3 = Ciottoli; 4 = Ghiaia; 5 = Sabbia; 6 = Argilla. 
 
 
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1.3 – Origine del sedimento in alveo 
 
Di non secondaria importanza è il capire se un sedimento che si sta per 
campionare ha origine fluviale o altra origine. Nel primo caso troviamo delle 
particelle che sono state depositate o non erose dal flusso e a queste siamo 
interessati nell’analisi granulometrica, ma può capitare di trovare degli 
accumuli di particelle che hanno origini differenti, come ad esempio da frane, 
slavine, materiale di scarto, erosione glaciale. Queste possono modificare la 
morfologia del corso d’acqua e falsare l’analisi granulometrica. 
 
1.4 – Caratteristiche dei sedimenti nell’alveo 
 
1.4.1 – Struttura: effetti del corazzamento 
 
In alcuni alvei non esiste solo una differenziazione granulometrica in 
senso areale, ma anche in senso verticale. Si può distinguere tra sedimenti del 
livello superficiale corazzato e quelli sub-superficiali del sottostrato. Alcuni 
autori hanno suggerito una distinzione tra il corazzamento statico e il 
corazzamento dinamico. Questo fenomeno per il quale, durante il trasporto, il 
materiale trasportato ha una granulometria media più sottile del materiale 
d’alveo prende il nome di corazzamento dinamico, poiché riguarda materiale 
in movimento ed è diverso dal corazzamento statico, che riguarda il materiale 
immobile. 
La presenza di un livello superficiale relativamente più grossolano 
rispetto al materiale presente nello strato sottostante è una tipica 
caratteristica di alvei a fondo ghiaioso, ma è stata riscontrata anche in alvei 
sabbiosi come nel Nilo, a valle della diga di Haussuan. La mediana della 
distribuzione granulometrica dello strato superficiale è in genere da due a sei 
volte quella del sottostrato. 
 7
 
Due sono le principali spiegazioni date a questo fenomeno (Church & 
al, 1987): 
•  le particelle più fini sono più facilmente rimosse rispetto ai clasti 
di maggiori dimensioni a causa dell’azione selettiva della 
corrente (winnowing), lasciando un deposito residuale di 
materiale più grossolano in superficie (lag); 
•  la seconda ipotesi assume che lo strato superficiale corazzato 
riflette una condizione di uguale mobilità del fondo, cioè tutte le 
dimensioni della distribuzione del materiale del fondo 
comincerebbero a muoversi in corrispondenza di un campo di 
condizioni della corrente relativamente ristretto (equal mobility: 
Parker & al, 1982). Il fenomeno del corazzamento occorrerebbe 
in condizioni di basso trasporto solido, ma non nullo, durante le 
quali i granuli più grossolani si concentrano in superficie mentre 
i più fini vanno ad occupare gli spazi compresi tra i più grandi e 
vengono da questi protetti. Questa ipotesi è pertanto in 
contrapposizione con la precedente, che invece implica una 
mobilità selettiva del materiale, funzione cioè delle dimensioni 
dei sedimenti. 
I fondi alluvionali ghiaiosi sono così costituiti da una struttura stabile 
di grosse particelle in contatto tangenziale tra loro, i vuoti tra queste vengono 
parzialmente riempiti con sedimenti più fini che vanno a formare la matrice.  
Il volume che può essere occupato dalla matrice fine dipende dal livello 
di impaccamento della parte grossolana. Degli esperimenti di laboratorio 
(Plumlet, 1948) hanno dimostrato che la matrice può al massimo costituire il 
22-32% in peso del campione. 
Troviamo diverse strutture: 
•  ghiaia con struttura costituita da clasti in contatto (framework-
gravel): formato da uno strato superficiale corazzato, strato sub-
superficiale, letto inferiore; 
•  corazzamento dello strato superficiale con dilavamento del 
materiale fine (censored gravel): formato da uno strato 
superficiale corazzato, strato sub-superficiale; 
 8
•  ghiaia riempita (filled gravel): costituito da un livello 
superficiale con riempimento di materiale fine e uno strato sub-
superficiale; 
•  ghiaia con struttura costituita dalla matrice (Matrix-gravel): la 
matrice supera il 30%, non è più necessario il contatto tra le 
particelle più grandi per assicurare la stabilità. 
 
 
Fig.1.3: Varie tipologie di fondo fluviale ghiaioso 
 9
1.4.2 – Tessuto 
 
Le particelle depositate hanno la tendenza a posizionarsi con una 
superficie piatta controcorrente, vengono così dette “regolarmente 
organizzate”, formando una struttura, anche con gli strati inferiori, che porta 
ad avere un effetto significativo sulla stabilità del fondo. 
L’inizio del movimento delle particelle superficiali è quindi possibile 
solo se vengono disturbate anche le particelle adiacenti, distruggendo così la 
struttura stessa. 
 
1.4.3 – Il letto del fiume e la sua composizione 
 
Il letto del fiume si sviluppa come una serie di successive 
sedimentazioni dovute a un flusso instabile, queste diverse stratificazioni 
sono dovute a diversi eventi omogenei avvenuti in condizioni costanti. Questi 
cambiamenti possono essere graduali o bruschi. 
Inoltre il materiale fino va a riempire i vuoti lasciati dalle particelle 
grossolane, ma è anche il materiale più facilmente asportabile. 
La copertura superficiale è paragonabile alla mistura ghiaia/sabbia 
inferiore, di questo fenomeno si offrono due spiegazioni: 
•  le particelle fini vengono trasportate dal flusso lasciando spazio 
alle particelle più grosse. La degradazione continua fino a 
quando la superficie non è completamente composta da grosse 
particelle strutturalmente collegate; 
•  le particelle grossolane non erodibili si concentrano in superficie 
permettendo alle particelle fini di cadere in profondità dove sono 
riparate. 
 
Se questa copertura superficiale dovesse quindi venir meno, le 
particelle fini in profondità sarebbero facilmente erodibili. Per questo bisogna 
porre particolare attenzione nel momento della campionatura. Per altro, i 
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cambiamenti di assestamento e composizione del fondo fluviale rendono 
complicato la possibilità di confrontare diversi campioni di ghiaia provenienti 
da posti differenti. 
 
1.5 – Guida di riferimento per la raccolta del campione  
 
La determinazione della curva granulometrica non pone normalmente 
problemi metodologici particolari: tacitamente si ammette che questa curva 
sia ottenuta con una setacciatura e una pesatura. Molte formule utilizzate 
sono derivate da esperienze di laboratorio per le quali si conosce la 
composizione del materiale analizzato. Le complicazioni nascono quando si 
vuole analizzare la curva granulometrica di un corso d’acqua naturale gravel-
bed o cobble-bed. 
 
I problemi principali che si presentano sono:  
•  la difficoltà operativa nel raccogliere il campione; 
•  scelta del luogo dove effettuare l’operazione; 
•  ottenere un campione rappresentativo; 
•  presenza corazzamento da tener in conto a seconda dell’analisi 
desiderata; 
•  conteggio elementi grossolani non presenti nel campione mandato 
a vagliatura. 
La precisione statistica del campione raccolto è funzione del diametro, 
del numero di particelle raccolte, del peso del campione stesso e del numero 
di campionamenti necessari. 
 
Come già detto la raccolta del campione in certi casi può risultare 
particolarmente complessa. Il materiale fine situato tra particelle di grosse 
dimensioni è difficilmente asportabile e lo stesso si può affermare per massi 
di grosse dimensioni. Altre complicazioni sono rappresentate dal flusso 
d’acqua fredda e dalla profondità dell’alveo che possono rendere necessario 
l’utilizzo di un sommozzatore e di particolari apparecchiature. 
 11
1.6 – Classificazione American Geophisical Union 
 
Esiste una classificazione dei sedimenti, proposta dall’American 
Geophysical Union (AGU), in cui si evidenziano le classi diametriche 
attribuibili ai diversi tipo di sedimento: boulder (masso), cobble (ciottolo), 
gravel (ghiaia), silt (limo) e clay (argilla). La classificazione per i diametri 
segue la scala di Wentworth, 1922, basata sulla progressione esponenziale dei 
diametri, del tipo: 
 
φ−
= 2D  
 
dove D (diametro) è espresso in mm. 
 
Ipotizzando infatti di avere una distribuzione log-normale del 
sedimento (assai frequente), per trasformarla in una distribuzione normale 
(gaussiana o a campana) s’introduce una scala in forma di potenza espressa 
attraverso l’indice φ: 
 
2
log Dφ = −  
 
dove, in genere, ogni classe diametrica è costituita da incrementi di -φ pari a 
0.5; il segno meno viene introdotto per permettere alle granulometrie fini di 
ottenere φ positivi. 
 
Con valori di -φ compresi tra 12 e -12 si descrive l’intera distribuzione 
granulometrica, dai massi all’argilla (vedi tabella seguente). 
Il valore D=2 mm (φ = -1) rappresenta il limite di separazione tra 
sedimento fine (sabbia, limo e argilla) e grossolano (ghiaia, ciottoli e massi). 
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Tipo di sedimento 
Indice: -φ  2
-φ  
Classe diametrica D (mm) 
Massi molto grossi 2
12
-2
11.5 
4096-2896 
Massi molto grossi 2
11.5
-2
11
 2896-2048
Massi grossi 2
11
-2
10.5
2048-1448 
Massi grossi 2
10.5
-2
10
 1448-1024
Massi medi 2
10
-2
9.5 
1024-724 
Massi medi 2
9.5
-2
9
724-512
Massi piccoli 2
9
-2
8.5
 512-362 
Massi piccoli 2
8.5
-2
8
362-256
Ciottoli grossi 2
8
-2
7.5
 256-181 
Ciottoli grossi 2
7.5
-2
7
181-128
Ciottoli piccoli 2
7
-2
6.5
 128-90 
Ciottoli piccoli 2
6.5
-2
6
90-64
Ghiaia molto grossa 2
6
-2
5
 64-32 
Ghiaia grossa 2
5
-2
4
32-16
Ghiaia media 2
4
-2
3 
16-8 
Ghiaia fine 2
3
-2
2
8-4
Ghiaia molto fine 2
2
-2
1
 4-2 
Sabbia molto grossa 2
1
-2
0.5
2-1.4
Sabbia grossa 2
0.5
-2
-1
 1.4-0.5 
Sabbia da medio a fine 2
-1
-2
-4 
0.5-0.06 
Limo 2
-4
-2
-8
0.06-0.004
Argilla 2
-8
-2
-12
 0.004-0.002 
 
 
Fig.1.4: Foglio per la determinazione della curva granulometrica 
 
Tab.1.1: Classi e dimensioni dei sedimenti proposte dall’American Geophysical 
Union, sulla base della scala di Wentworth. 
 13
1.7 – Rappresentazione grafica dell’analisi granulometrica 
 
I dati ottenuti per una semplice ed immediata lettura vengono 
rappresentati con il tracciamento d’istogrammi e di curve. 
 
Istogrammi di frequenza: noto il numero complessivo dei sedimenti 
costituenti il campione, noti i sedimenti appartenenti a ciascuna classe, si può 
costruire un istogramma che riporti in ordinate la percentuale di materiale 
appartenente da una certa classe ed in ascisse la classe corrispondente. Dato 
l’ampio campo delle dimensioni presenti in un campione, è consigliabile 
utilizzare in ascissa una scala logaritmica come può essere quella della scala 
φ. Osservando gli istogrammi di frequenza si può valutare la presenza di una 
o più mode nel campione. Se si unisce il punto medio di ciascun istogramma 
si può ottenere la curva di frequenza relativa. 
 
Curve granulometriche: 
•  curva di frequenza relativa (f): esprime la percentuale 
(frequenza) di ogni classe diametrica rispetto al totale del 
campione. Tale curva mostra un andamento, in genere, a 
campana, ma può presentare più valori modali (picchi). In termini 
analitici, la curva relativa rappresenta la derivata prima della 
curva di frequenza cumulata; 
•  curva di frequenza cumulata (F): esprime la percentuale (riferita 
al totale del campione) del sedimento più fine (o passante) 
relativamente ad ogni classe diametrica. Essa è l’integrale della 
curva di frequenza relativa; è crescente e termina a 100 (100% 
passante). 
 
 14
 
Fig.1.5: Esempio di istogramma di frequenza e di curva granulometrica cumulata 
 
Sulla curva di frequenza cumulata vengono determinati i diametri 
percentili (D
x
), associati ad una certa percentuale di passante. Ad esempio il 
D
50
 rappresenta il diametro del campione di sedimento corrispondente al 50% 
in peso del materiale passante. 
I percentili possono essere determinati graficamente dalla curva 
cumulata, in modo approssimativo, o più correttamente in modo analitico 
attraverso interpolazione lineare, secondo l’equazione:  
 
()
inf
infsup
infsup
inf
FF
FF
xx
−⋅
−
−
+=
φφ
φφ  
 
dove φ
x 
è l’indice relativo al percentile F
x
 incognito, e φ
inf
 φ
sup
 sono gli 
indici immediatamente inferiori e superiori ricavabili dai dati di F  
(frequenza). 
La granulometria del sedimento superficiale, in particolare nei torrenti 
montani, risulta in genere eterogenea. Per tale motivo, la curva relativa di un 
campione risulta, spesso, distante da una gaussiana, mostrando perciò più 
picchi di frequenza, o si presenta sbilanciata verso granulometrie grossolane 
o fini.