CZYNNIKI WPŁYWAJĄCE NA MROZOWE PRZEKSZTAŁCENIA

8. CZYNNIKI WPŁYWAJĄCE NA MROZOWE
POWIERZCHNI BRZEGÓW RZECZNYCH
PRZEKSZTAŁCENIA
Karol Augustowski
Problematykę wpływu procesów mrozowych na rozwój brzegów rzecznych w
literaturze międzynarodowej podejmowano wielokrotnie. W Polsce problem ten nie budził
dotychczas szerokiego zainteresowania, dlatego też nie doczekał się obfitej literatury.
Cykliczne wahania temperatury powietrza wokół 00C wpływają jednak znacząco na
przekształcenia form rzeźby terenu, i to zarówno form naturalnych, jak i
antropogenicznych.
Brak stabilności brzegów rzecznych jest problemem nie tylko natury
geomorfologicznej. Jest także „prawdopodobnie najbardziej powszechnym problemem w
praktyce inżynierskiej” [Przedwojski 1998]. Zdaniem Pilarczyka i in. [1989] istnieją na
świecie brzegi rzek, na których wielkość erozji bocznej może lokalnie osiągnąć nawet
1000 m w ciągu jednego roku. Cofanie się brzegów rzecznych może powodować kilka
procesów – naturalnych i antropogenicznych. Do procesów związanych z działalnością
człowieka zalicza się m.in. „eksploatację rumowiska rzecznego, kanalizację i prostowanie
koryt, sterowanie odpływem wody ze zbiorników, czy zagospodarowaniem terenów
przykorytowych” [Augustowski 2013]. Istotną rolę odgrywa także regulacja koryt rzeki,
która może przyczynić się do zwiększonej erozji w innych jej odcinkach [Przedwojski
1998]. Do procesów naturalnych zalicza się erozję fluwialną, grawitacyjne ruchy masowe
i aktywność subaeralną [np. Lawler 1995, Coffman 2009]. Procesy subaeralne traktowane
były dotychczas najczęściej jako czynnik bardziej „przygotowujący” do realnej erozji niż
sam proces erozyjny [Wolman 1959, Green i in. 1999]. Jednak zdaniem niektórych
badaczy aktywność ta jest procesem erozyjnym, który może w znacznym stopniu
wpływać na przekształcenia powierzchni brzegów.
8.1. Aktywność subaeralna
Do procesów subaeralnych zalicza się przede wszystkim zamarzanie, odmarzanie,
osuszanie i uwilgatnianie. Są one zależne od cech lokalnego klimatu [Wynn i in. 2008].
Ich analizą zajmował się miedzy innymi Yumoto i in. [2006], który stwierdził, że udział
procesów subaeralnych w sumarycznej erozji powierzchni brzegów może wynosić 2060%. Udział poszczególnych procesów w niszczeniu brzegów jest jednak różne. Zdaniem
Lawlera i in. [1997] to multigelacja /wielokrotne cykliczne wahania temperatury wokół
00C – wielokrotne zamarzanie/odmarzanie gruntu/ jest głównym czynnikiem
warunkującym erozję brzegów rzecznych. Jahn [1961] stwierdził, że procesy mrozowe
odgrywają większą rolą w cofaniu się klifu niż abrazja. Udział procesów mrozowych w
przekształceniach stokowych części teras może się jednak znacznie różnić. Reid [1985]
dla jeziora Orwell wyliczył, że procesy mrozowe stanowią 20 – 80% kumulatywnej erozji
tych brzegów. Reid i in. [1988] dla jeziora Sakakawea określili ich udział na 20 – 30%.
Thorne i Lewin [1979] oszacowali, że 20 – 90% materiału zalegającego w okresie
zimowym i wiosennym u podstawy brzegów jest wynikiem aktywności procesów
mrozowych. Teisseyre [1984] stwierdził, że erozja brzegów rzecznych w następstwie
procesów mrozowych jest jednym z najważniejszych czynników wpływających na ich
cofanie się, a Lawler [1993] oszacował 32 – 43% udział lodu włóknistego w erozji
brzegów rzecznych. Istotne znaczenie na wielkość procesów subaeralnych odgrywa
wielkość zlewni. W zlewniach małych dominują procesy subearelne, w zlewniach
średnich – procesy fluwialne, w zlewniach dużych – procesy masowe [Lawler 1995].
Abernethy i Rutherfurd [1998] podkreślili, że ważniejsze znaczenie od wielkości zlewni
stanowi odległość od źródła cieku. W oparciu o to kryterium na przykładzie rzeki Latrobe
w Australii przedstawili hipotetyczną wielkość potencjalnej erozji brzegu (ryc. 1).
Ryc. 1. Hipotetyczny rodzaj erozji w różnych odcinkach biegu rzeki
Źródło: Opracowanie własne na podstawie Abernethy, Rutherfurd [1998], s. 70
8.2. Właściwości fizyczne gruntów wpływające na przekształcenia powierzchni
brzegów
Zgodnie z opinią wielu badaczy uziarnienie gruntu jest jednym z głównych
czynników bezpośrednio warunkujących wielkość erozji fluwialnej i ruchów
grawitacyjnych [Wolman 1959]. Osman i Thorne [1988] uznali, że wraz ze zwiększaniem
się w gruncie udziału frakcji pylasto-ilastej zwiększa się także odporność brzegu na
powyższe procesy. Zawartość tej frakcji nie przekłada się jednak na aktywność
subaeralną, która zależna jest od wilgotności gruntu [Dietrich, Gallinatti 1991] oraz
fizycznego stanu tej wilgotności [Thorne 1990]. Wraz ze wzrostem współczynnika
wilgotności w gruncie zmniejsza się wielkość sił wewnątrzcząsteczkowych [Craig 1992],
a tym samym przyczynia się do zmniejszenia odporności stokowej części terasy na erozję.
Innym z czynników ograniczających odporność brzegu jest wysoki stopień jego
wysuszenia. W następstwie kurczenia się materiału budującego brzeg tworzy się system
szczelin kontrakcyjnych, przyśpieszających tempo przekształceń na stokach [Dietrich,
Gallinatti 1991]. Green i in. [1999] podkreślają, iż istnieją obszary, w których to
osuszanie może być czynnikiem dominującym w erozji brzegów. Swoje przekonanie
poparli badaniami nad rzeką Namoi w Australii.
Wraz ze wzrostem objętościowym wody podczas jej zamarzania dochodzi do
zmniejszenia stopnia spójności gruntu [Dietrich, Gallinatti 1991] oraz zwiększoną
migrację wody niezamarzniętej w kierunku frontu zamarzania. W wyniku tej migracji
dochodzi do rozwoju lodu włóknistego, rozluźniającego wiązania między cząstkami
gruntu [Matsuoka 1996]. Rozwój lodu włóknistego jest tym większy, im grunt jest
„lepiej” uziarniony (uziarnienie jest tym „lepsze”, im podsiąkanie kapilarne osiąga
większe rozmiary) [Edwards 1991]. Matsuoka [1996] na podstawie badań własnych
ustalił, że 20% zawartość frakcji pyłowo-ilastej jest wartością graniczną dla podatności na
ruchy gruntu. Badania Le Bissonaisa [1996] dowodzą, że zawartość poszczególnych
frakcji w gruncie nie jest wyznacznikiem zróżnicowanej efektywności procesów
subaeralnych. Stwierdza on natomiast, że dominującą rolę odgrywa stabilność agregatów
gruntu. Ze względu na brak poparcia swoich tez empirycznymi dowodami nie zyskał on
zbyt wielu zwolenników. Jednakże badania Le Bissonaisa dowodzą, że wielokrotne cykle
zamarzania/odmarzania oraz suszenia/uwilgatniania wpływają na powstawanie agregatów
w gruncie. Zarówno jedna, jak i druga grupa procesów wpływa na szybkie zmniejszanie
się wielkości agregatów w trakcie pierwszych czterech cykli i na dalszy ich spadek w
kolejnych cyklach, lecz już w wolniejszym tempie [Le Bissonais 1996]. Ternan i in.
[1996] oraz Cerda [1998] zaznaczają, że na aktywność procesów subaeralnych wpływ ma
znacznie większa liczba czynników, wzajemnie na siebie współoddziałujących.
Do innych czynników wpływających na erozję brzegów rzecznych zaliczyć należy:
właściwości fizyczne i chemicznego materiału budującego brzegi [Coffman 2009], a także
jego strukturę i teksturę [Miller 1980, Coffman 2009]. Listę tych czynników uzupełniają
Grissinger [1982] i Knapen i in. [2007] o wytrzymałość gruntu na ścinanie, jego
porowatość i gęstość, zawartość materii organicznej oraz chemiczne właściwości ziaren
budujących brzegi. Do tego zestawienia Knighton [1984], Comes [1990] i Przedwojski
[1998] dodają jeszcze erozję eoliczną, uderzenia kropel deszczu, uderzenia kier lodowych
i innych przedmiotów pływających, siły będące wynikiem działania śrub statków oraz
odsypiska i głębie. Istotną rolę odgrywają ponadto: temperatura panująca w gruncie,
wysokość brzegu, kąt jego nachylenia, promień krzywizny cieku i obciążenia gruntu
[Knapen i in. 2007], prędkość przepływu wody oraz jej częstotliwość i hydraulika [np.
Knighton 1984, Knapen i in. 2007]. Nie bez znaczenia pozostaje termiczny gradient
gruntu, dynamika jego wychładzania, ekspozycja brzegu, możliwość przemieszczania się
wody pomiędzy porami gruntu, a także odległość do poziomu wód gruntowych [Gatto i
in. 2001]. Ważna jest także wilgotność gruntu [Wilson i in. 2007], występowanie
wysadzin mrozowych i wieloletniej zmarzliny [Comes 1990], stabilność agregatów
gruntu, jego przepuszczalność [Gatto i in., 2001], liczba cykli zamarzania/odmarzania,
głębokość przenikania mrozu [Miller 1980], ciśnienie wody w porach gruntu [Simon,
Collison 2002], stopień konsolidacji materiału brzegowego [Mitchell i in. 2003] oraz szata
roślinna [np. Comes 1990, Knapen i in. 2007]. Bohn [1989] stwierdza, że wyłącznie trawa
może przyczynić się do zmniejszenia liczby cykli zamarzania/odmarzania nawet o 50
procent. Pollen-Bankhead i in. [2009] badając brzegi kanionu de Chelly w Arizonie
wykazali, że proces destabilizacji struktury brzegu może być wynikiem usunięcia korzeni
roślin nadbrzeżnych. Korzenie te wpływają bowiem na wzrost spójności materiału
budującego brzegi i przyczyniają się do ograniczenia rozwoju grawitacyjnych ruchów
masowych [Rutherfurd, Grove 2004]. Dodatkowo wpływają one na stopień wilgotności
gruntu i mikroklimat obszarów nadbrzeżnych, co znacząco steruje dynamiką cofania się
brzegów [Simon, Collison 2002].
Dużą rolę w tempie erozji brzegów rzek odgrywają swobodne wypływy wód
podziemnych i gruntowych na powierzchnię [Comes 1990]. Pod względem charakteru
erozji wypływy te dzieli się na dwie grupy: sapping (dawniej spring sapping) –
powodujący erozję punktową i/lub liniową oraz seepage – powodujący erozję
powierzchniową [Mazurek 2008].
8.3. Podnoszenie mrozowe w rozwoju brzegów rzek
Podnoszenie mrozowe prowadzi do rozluźnień pomiędzy cząstkami gruntu, a w
konsekwencji ich odspajanie. Podsiąkanie kapilarne wody w kierunku frontu
przemarzania odbywa się na brzegach w kierunku przykrawędziowej części terasy i
górnej części stoku terasy. Wynika to z osłonięcia powierzchni terasy i dolnych części
profilu brzegu okrywą śnieżną ograniczającą tempo przenikania mrozu w głąb gruntu.
Tworzący się lód włóknisty i soczewki lodowe układają się prostopadle do powierzchni
czołowej terasy [Taber 1930].
Zjawisko podnoszenia mrozowego po raz pierwszy w literaturze opisał w XVIII
wieku Runeberg [za Beskow 1935] uznając, że jest ono wynikiem wzrostu objętości wody
podczas jej zamarzania. Hipotezę tą określono mianem wskaźnika objętości molowej, a
pierwsze badania mające na celu jej potwierdzenie podjął w 1914 roku Johansson
[Beskow 1935]. Wielkość podnoszenia mrozowego zależała wedle tej hipotezy wyłącznie
od ilości wody zawartej w gruncie. W trakcie zamarzania woda zwiększa swoją objętość o
9% i powoduje pęcznienie gruntu. Wielkość tego pęcznienia jest zależna dodatkowo od
umiejscowienia tej wody w warstwach gruntu. Podnoszenie gruntu powinno być tym
większe, im zaleganie wody w gruncie będzie na względnie podobnym poziomie [Hall i
in. 2002]. Zgodnie z tą hipotezą podnoszenie mrozowe może osiągnąć maksymalną
wielkość 9%. Taber [1930] dowiódł natomiast, że wielkość ta bywa wielokrotnie znacznie
przekroczona. „Nadmierny” efekt pęcznienia gruntu wytłumaczył przez następującą w
trakcie procesu zamarzania segregację wody (woda dążąc do zamarznięcia podsiąka
kapilarnie ku górze z poziomów głębszych niż poziom przemarzania gruntu).
W zależności od rodzaju osadów w gruncie wielkość podsiąkania kapilarnego jest różna
(tab. 1).
Tab. 1. Wielkość podciągania kapilarnego w różnego typach osadów
Typ gruntu
Wielkość podciągania
żwir
do 3 cm
piasek gruboziarnisty
4 - 15 cm
piasek średnioziarnisty
15 - 30 cm
piasek drobnoziarnisty
30 - 50 cm
piasek pylasty
0,5 - 2 m
pył
2-5m
glina
5 - 15 m
chudy ił
15 - 50 m
ił
powyżej 50 m
Źródło: Glinicki [1983], s. 48
Hipotezy nad podnoszeniem mrozowym w ciągu XX wieku podlegały licznym
modyfikacjom i zmianom. Do najważniejszych z nich zaliczyć można teorie Kokkonena
[Beskow 1935], Casagrande’a [1931], Beskowa [1935] i Millera i in. [1960]. W okresie
1960 – 1980 istniały trzy główne koncepcje wyjaśniające segregację lodu i pęcznienie
gruntu. Były to: teoria kapilarności, teoria drugiego podnoszenia oraz teoria sił adsorpcji,
które do dziś są uznawane za fundament wszystkich nowszych koncepcji [Hou i in. 2003].
8.4. Spoistość gruntu a przekształcenia powierzchni brzegów
Zdaniem Gatto [1995] cofanie się brzegów rzecznych, będące wynikiem działania
procesów mrozowych, przebiega w taki sam sposób na całym świecie. Niezależnie od
tego czy obszar jest objęty wieloletnią zmarzliną, czy też jest jej pozbawiony. Poddaje on
również w wątpliwość dominującą rolę sił hydraulicznych na cofanie się brzegów rzek.
Podkreśla natomiast, że to opór i stabilność gruntu budującego brzegi warunkuje tempo
erozji. Tłumaczy tym samym niewspółmierne do sił hydraulicznych tempo erozji brzegów
notowane w wielu miejscach na świecie. Gatto [1995] zaznacza również, że grunt jest
najbardziej podatny na erozję w okresie wiosennym, kiedy jest silnie przepojony wodą
roztopową, a okrywająca go warstwa śniegu dodatkowo go obciąża i może przyczynić się
do uruchomienia ruchów masowych.
Przebieg erozji brzegów spoistych jest odmienny niż w gruntach sypkich.
Wielkość erozji jest bowiem uzależniona od właściwości fizycznych i chemicznych
różnych typów gruntu. Materiał sypki ulega najczęściej erozji granularnej, będącej
wynikiem odspojenia pojedynczych cząstek gruntu. Przebiega ona najczęściej powoli
[Coffman 2009]. Brzegi o budowie z dominacją sypkiego materiału drobnoziarnistego
odznaczają się wolniejszym odpływem wody w stosunku do gruntów gruboziarnistych i
są bardziej podatne na uszkodzenia. W słabo spoistym materiale piaszczystym, o
znacznym stopniu uwilgotnienia, może dojść do wzrostu ciśnienia w gruncie i poślizgu
jego cząstek [Petersen 1986]. Dynamika migracji cząstek w dół zbocza jest uzależniona
od rozmiaru ziaren, kąta nachylenia stoku, prędkości i kierunku przepływu wody w
sąsiedztwie brzegu, turbulentnych wahań prędkości wody, wielkości i fluktuacji
naprężenia ścinającego wywieranego na brzegi rzeczne oraz intensywności wycieków i
wysięków [Lagasse i in. 2001]. Materiał spoisty natomiast odznacza się erozją bardziej
łączną (zbiorczą) [Coffman 2009]. Materiał ten charakteryzuje się także najczęściej
mniejszą przepuszczalnością i jest wolniej odwodniany. W wyniku podcięcia, przesycenia
wodą, czy działania procesów mrozowych ulega on nagłym deformacjom, uszkodzeniom,
upłynnieniu lub poślizgowi. Wraz ze wzrostem spoistości materiału budującego brzegi
erozja przebiega znacznie gwałtowniej (niż w przypadku materiału o mniejszej spoistości)
[Petersen 1986].
Brzegi niejednorodne oraz warstwowe zbudowane najczęściej z utworów o różnym
uziarnieniu, przepuszczalności i spójności erodują w sposób bardziej złożony. Warstwy
luźne, podlegające intensywnej erozji, są częściowo osłaniane przez zalegające wokół
warstwy materiału spójnego. Ten rodzaj brzegów jest szczególnie podatny na erozję i
powstawanie osuwisk, np. w wyniku przepływu wód podziemnych, czy sappingu
[Lagasse i in. 2001]. Arulanandan i in. [1980] podkreślił, że tempo erozji wzrasta
wykładniczo wraz ze spadkiem spoistości gruntu (wraz ze spadkiem krytycznych wartości
naprężeń na ścinanie). Grissinger i in. [1981] zaznaczył natomiast, że tempo erozji nie
rośnie wykładniczo, lecz liniowo. Teisseyre [1984] oraz Bąk i in. [2011] podkreślają, że
cofanie się brzegów rzek jest najefektywniejsze na nabrzeżach zbudowanych z materiału
kohezyjnego, zwłaszcza zbudowanych z glin aluwialnych, mułu i piasku gliniastego.
Literatura
Abernethy B., Rutherfurd I.D. 1998. Where along a river’s length will vegetation most
effectively stabilise stream banks? Geomorphology 23: 55–75.
Arulanandan K., Gillogley E., Tully R. 1980. Development of a quantitative method to
predict critical shear stress and rate of erosion of natural undisturbed cohesive soils.
USACE. Waterways Experiment Station Technical Report GL-80-5. Vicksburg. MS
Augustowski K. 2013. Wpływ procesów mrozowych na rozwój brzegów rzek karpackich
(na przykładach z dorzecza Czarnego Dunajca i Ropy). Maszynopis rozprawy doktorskiej.
Uniwersytet Pedagogiczny im. KEN w Krakowie: 185 ss.
Bąk Ł., Michalik A., Tekielak T. 2011. Procesy erozji, transportu i sedymentacji w
zlewniach potoków Kasinka i Słomka. Infrastruktura i ekologia obszarów wiejskich.
Monografia. PAN Kraków. 9: 88 ss.
Beskow G. 1935. Soil Freezing and Frost Heaving with Special Applications to Roads
and Railroads. J.O. Osterberg. Translation. 1947. Technological Institute, Northwestern
University, Evanston (przedruk: Black P.B., Hardenberg M.J. 1991. Special Report 91-23.
U.S. Government Printing Office: 37–157).
Bohn C. 1989. Management of winter soil temperatures to control streambank erosion.
[W:] Gresswell R.E., Barton B.A., Kershner J.L. (red.) Practical Approaches to Riparian
Resources Management, an Educational Workshop. US Bureau of Land Management.
Billings. MT: 69–71.
Casagrande A. 1931. Discussion if frost heaving. [W:] Highway Research Board
Proceedings 11: 168–172.
Cerda A. 1998. Soil aggregate stability under different Mediterranean vegetation types.
Catena 32: 73–86.
Coffman D. 2009. Streambank Erosion Assessment in Non-cohesive Channels Using
Erosion Pins and Submerged Jet Testing. Dallas/Fort Worth. Texas, Ph.D. Thesis. Dostęp
z
dnia
12.04.2012
r.
http://beardocs.baylor.edu/xmlui/bitstream/handle/2104/
5318/David_Coffman_Masters.pdf?sequence=1.
Comes D. 1990. Identification techniques for bank erosion and failure processes. Hydr.
Eng. Nat. Conf. ASCE. San Diego. California. 30.07-3.08: 193–197.
Craig R.F. 1992. Soil Mechanics. 5th ed. Chapman and Hall. London
Dietrich W.E., Gallinatti J.D. 1991. Fluvial geomorphology. [W:] Slaymaker O. (red.)
Field Experiments and Measurement Programs in Geomorphology. Balkema. Rotterdam:
169–229.
Edwards L.M. 1991. The effect of alternate freezing and thawing on aggregate stability
and aggregate size distribution of some Prince Edward Island soils. Journal of Soil
Science 42: 193–204.
Gatto L.W. 1995. Soil Freeze-Thaw Effects on Bank Erodibility and Stability. US Army
Corps of Engineers. Cold Regions Research & Engineering Laboratory. Special Report
95-24: 17 ss.
Gatto L.W., Halvorson J.J., McCool D.K., Palazzo A.J. 2001. Effects of freeze–thaw
cycling on soil erosion. Chapter 3 in Landscape Erosion and Evolution Modelling. New
York: Kluwer Academic/Plenum Publishers: 29–55.
Glinicki S.P. 1983. Mechanika gruntów (wyd. drugie poprawione i rozszerzone).
Wydawnictwa Politechniki Białostockiej: 317 ss.
Green T.R., Beavis S.G., Dietrich C.R., Jakeman A.J. 1999. Relating stream–bank
erosion to in-stream transport of suspended sediment. Hydrological Processes 13: 777–
787.
Grissinger E.H. 1982. Bank erosion of cohesive materials. [W:] Hey R.D., Bathurst J.C.,
Thorne C.R. (red.) Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons. Chichester. UK: 273–287.
Grissinger E.H., Little W.C., Murphey J.B. 1981. Erodibility of streambank materials
of low cohesion. Transactions of the ASAE: 624–630.
Hall K., Thorne C.R., Matsuoka N., Prick A. 2002. Weathering in cold regions: some
thoughts and perspectives. Progress in Physical Geography 26: 577–603.
Hou L.-J., Voller V.R., Sterling R.L. 2003. Progressive Lifting of Shallow Sewers Due
to Frost Heave Actions: Investigation of a Lumped Parameter Frost Heave Model. Final
Report. Minnesota Department of Transportation Office of Research Services: 59 ss.
Dostęp z dnia 25.03.2011 r. www.lrrb.org/pdf/200325.pdf
Jahn A. 1961. Quantitative Analysis of some Periglacial Processess In Spitsbergen,
Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Wrocławskiego. ser. B, 5
Knapen A., Poesen J., Grovers G., Gyssels G., Nachtergaele J. 2007. Resistance of
soils to concentrated flow erosion: A review. Earth Science Reviews 80: 75–109.
Knighton A.D. 1984. Fluvial form and processes. Edward Arnold. Londyn.
Lagasse P.F., Schall J.D., Richardson E.V. 2001. Stream Stability at Highway
Structures. Third Edition. Hydraulic Engineering Circular No. 20. U.S. Department of
Transportation. Federal Highway Administration, 260 ss. Dostęp z dnia 15.04.2012 r.
http://isddc.dot.gov/OLPFiles/FHWA/010591.pdf
Lawler D.M. 1993. Needle ice processes and sediment mobilisation on river bends. The
River Ilston. West Glamorgan. UK. Journal of Hydrology 150: 81–114.
Lawler D.M. 1995. The impact of scale on the processes of channelside sediment supply:
a conceptual model. [W:] Osterkamp W.T. (red.) Effects of Scale on Interpretation and
Management of Sediment and Water Quality. Wallingford. UK. IAHS Pub. Press 226:
175–184.
Lawler D.M., Thorne C.R., Hooke J.M. 1997. Bank erosion and instability. [W:]
Thorne C.R., Hey R.D. Newson M.D (red.) Applied Fluvial Geomorphology for River
Engineering and Management. Wiley. Chichester: 137–172.
Le Bissonais Y. 1996. Aggregate stability and assessment of soil crustability and
erodibility: I. Theory and methodology. European Journal of Soil Science 47: 425–437.
Matsuoka N. 1996. Soil moisture variability in relation to diurnal frost heaving on
Japanese high mountain slopes. Permafrost and Periglacial Processes 7: 139–151.
Mazurek M. 2008. Obszary źródliskowe ogniwem łączącym system stokowy z systemem
korytowym, dorzecze Parsęty. Landform Analysis 9: 63–67.
Miller R.D. 1980. Freezing phenomena in soils. [W:] Hillel D. (red.) Applications of soil
physics. Academic Press. New York: 245–299.
Miller R.D., Baker J.H., Kolalan J.H. 1960. Particle size, overburden pressure, pore
water pressure and freezing temperature of ice lenses in soil. 7th International Congress of
Soil Scientists. Transactions 1: 122–129.
Mitchell S.B., Couperthwaite J.S., West J.R., Lawler D.M. 2003. Measuring sediment
exchange rates on an intertidal bank at Blacktoft, Humber Estuary, UK. Science of the
Total Environment 314: 535–549.
Osman A.M., Thorne C.R. 1988. Riverbank stability analysis I: Theory. Journal of
Hydraulic Engineering (ASCE) 114: 134–150.
Petersen M.S. 1986. River engineering. Prentice-Hall Inc. Englewood Cliffs. New Jersey.
Pilarczyk K.W., Havinga H., Klaasen G.J., Verhey H.J., Mosselman E., Leemans
J.A. 1989. Control of bank erosion in the Netherlands. State-of-the-art. Conf. Hydr. Eng.
ASCE New Orleans: 1–32.
Pollen-Bankhead N., Simon A., Jaeger K., Wohl E. 2009. Destabilization of
streambanks by removal of invasive species in Canyon de Chelly National Monument,
Arizona. Geomorphology 103: 363–374.
Przedwojski B. 1998. Morfologia rzek i prognozowanie procesów rzecznych. Wyd.
Akademii Rolniczej im. Augusta Cieszkowskiego w Poznaniu: 293 ss.
Reid J.R. 1985. Bank-erosion processes in a cool-temperate environment. Orwell Lake.
Minnesota. Geological Society of America Bulletin 96(6): 781–792.
Reid J.R., Sandberg B.S., Millsop M.D. 1988. Bank recession processes, rates and
prediction. Lake Sakakawea. North Dakota. U.S.A. Geomorphology 1: 161–189.
Rutherfurd I.D., Grove J.R. 2004.The influence of trees on stream bank
erosion:evidence from root-plate abutments. [W:] Bennett S.J., Simon A. (red.) Riparian
Vegetation and Fluvial Geomorphology. American Geophysical Union. Washington D.C:
141–152.
Simon A., Collison A.J.C. 2002. Quantifying the mechanical and hydrologic effects of
riparian vegetation on streambank stability. Earth Surface Processes and Landforms 27:
527–546.
Taber S. 1930. The mechanics of frost heaving. Journ. of Geol. 38 (przedruk: Black P.B.,
Hardenberg M.J. 1991. Special Report 91-23. U.S. Government Printing Office: 29–35).
Ternan J.L., Williams A.G., Elmes A., Hartley R. 1996. Aggregate stability of soils in
central Spain and the role of land management. Earth Surface Processes and Landforms
21: 181–193.
Teisseyre A.K. 1984. Procesy fluwialne i rozwój koryta górnego Bobru na odcinku
badawczym w Błażkowej (1967 – 1982). Geologica Sudetica 19(1): 7–71.
Thorne C.R. 1990. Effects of vegetation on river bank erosion and stability. [W:]
Thornes J.B. (red.) Vegetation and Erosion. Wiley, Chichester: 125–144.
Thorne C.R., Osman A.M. 1988. The influence of bank stability on regime geometry of
natural channels. [W:] White W.R. (red.) International Conference on River Regime.
Hydraulics Research. Wallingford: 134–148.
Wilson G.V., Periketi R.K., Fox G.A., Dabney S.M., Shields F.D., Cullum R.F. 2007.
Soil properties controlling seepage erosion contributions to streambank failure. Earth
Surface Processes and Landforms 32: 447–459.
Wolman M.G. 1959. Factors influencing erosion of a cohesive river bank. American
Journal of Science 257: 204–216.
Wynn T.M., Henderson M.B., Vaughan D.H. 2008. Changes in streambank erodibility
and critical shear stress due to subaerial processes along a headwater stream, southwestern
Virginia. USA. Geomorphology 97: 260–273.
Yumoto M., Ogata T., Matsuoka N., Matsumoto E. 2006. Riverbank freeze-thaw
erosion along a small mountain stream, NikkoVolcanic Area. Central Japan. Permafrost
and Periglacial Processes 17: 325–339.
Nazwa instytucji: Uniwersytet Pedagogiczny im. Komisji Edukacji Narodowej, Wydział
Geograficzno-Biologiczny, Instytut Geografii, Zakład Geografii Fizycznej
Opiekun naukowy: dr hab. Józef Kukulak, prof. UP
Adres do korespondencji: [email protected]