The Waipaoa River (Fig. 1) drains a

The Waipaoa River (Fig. 1) drains an area of about 2205 km2 on the North Island of New
Zealand, flowing south-eastward from the Raukumara Range and discharging to Poverty Bay
(Hicks et al. 2000). The watershed is located in the forearc region of the Hikurangi Margin,
where the Pacific Plate is subducting obliquely westward beneath the Australian Plate. The
river has incised into uplifted and variously deformed, jointed and clay-rich marine
sedimentary rocks of Cretaceous to Pliocene age (Fig.2) (Mazengarb & Speden 2000) that are
predisposed to mass movement, gullying and mechanical disintegration under the influence
of water and to acid sulphate weathering (Pearce et al. 1981).
Superimposed on this bedrock base are remnants of four Quaternary-aged alluvial terraces,
each of which represents floodplain aggradation during a cool glacial period (Berryman et al.
2000; Eden et al. 2001; Marden et al. 2008a) and seven levels of alluvial terrace that formed
since the Last Glacial Maximum (Marden et al. 2010). Over the past 18 000 years a mantle
of volcanic ash, derived from the Taupo and Okataina Volcanic centres ~150 km to the west,
has blanketed both the alluvium and sedimentary rocks of the Waipaoa catchment to several
meters thickness, and serves as the foundation for many of its soils.
The climate is warm temperate maritime, with warm moist summers and cool wet winters.
Rainfall gradients increase from the coast to inland areas. Mean annual rainfall for coastal
areas in the south (Gisborne City) is 1200 mm, while inland areas receive ~2500 mm (Hessell
1980). The region’s climate is strongly influenced by the El Niño/Southern Oscillation
(ENSO), with an increase in major rainfall events during La Niña conditions and severe and
prolonged droughts during El Niño years. Tropical cyclones during the summer months
(November–March) have on occasion accelerated erosion, the last being in 1988 (Cyclone
Bola). In the Waipaoa catchment there is a 29% chance of a major event every year, and a
greater than 99% chance one will occur every 10 years (Kelliher et al. 1995). This volatile
climate contributes to high erosion rates (Water and Soil Directorate 1987).
Current vegetation cover in hill country areas comprises pasture (70%), exotic forest (20%),
indigenous forest (6%), and bare ground (4%). Before Maori (~600 yr BP) and European
(commencing in the 1820s) settlement, the East Coast region was almost completely
vegetated with podocarp/hardwood (mainly conifer) forest in the lowlands, Nothofagus forest
at higher altitudes, and alpine-subalpine shrub land and grasslands on the highest parts of the
axial ranges (McGlone 1988; Wilmshurst 1997).
Deforestation of the watershed, primarily by burning, commenced in its lower reaches with
the arrival of Polynesian (Maori) settlers around 700 years ago and extended into the
headwater reaches following European settlement (Pullar 1962; McGlone et al. 1994;
McGlone & Wilmshurst, 1999 Wilmshurst et al. 2008). Much of the lowland had been
deforested by 1875 (Murton 1968) and by the late 1920s 97.5 % of the old-growth native
forests had been destroyed (Gomez et al. 1999).
Early photographs (c. 1903–1910) show that the landscape revealed by the clearance of forest
had been subjected to mass movement in the past, a process that has continued since at least
the end of the last glacial period and throughout the Holocene (~ 18 000 years). Accounts of
the early onset of erosion in the Waipaoa catchment since settlement are obscure. Anecdotal
evidence suggests it was likely initiated within a decade or two following the clearance of
indigenous forest beginning in the late 1800s with early observations of extensive landsliding
in the hill country during the winters of 1883 and 1894. During the first decade of the 20th
century there followed a period of geomorphic slope adjustment in response to the removal of
this forest (Hill 1895; Henderson & Ongley 1920), the most noticeable being the initiation of
mass movement (earthflows and slumps) and associated gullying. Erosion was precipitated
by changing soil moisture conditions, the pattern of hillslope runoff (from subsurface, diffuse
drainage to surface runoff and its concentration along preferred drainage channels) and the
loss of root strength that lowered the threshold for their development (O’Loughlin 1974a,b).
Erosion, and gully erosion in particular, had a noticeable effect on river channel aggradation
(Kennedy 1912; Allsop 1973; Gage & Black 1979), and in headwater streams the cobblesized
bed material had been replaced by fine gravel and sand (Kelman, undated; LaingMeason
1914; Jones & Howie 1979; Black 1977) leading to an estimated 6.5-fold increase in
suspended sediment discharge of the Waipaoa River (Kettner et al. 2007).
The combination of highly erodible, steep and jointed bedrock, tephric soils and alluvium,
episodically intense precipitation, seismic activity, and human disturbance contribute to rapid
erosion of the Waipaoa watershed, and one of the highest suspended sediment yields in the
world (7216 tons km–2
yr–1
; Hicks et al. 2011).

3 Sediment sources
3.1 Shallow landslides


Shallow landsliding (Fig 3) is defined as the movement of soil/or subsoil to expose a slip
surface that is approximately parallel to the original slope. It is the dominant mode of
sediment generation and delivery over much of the middle and lower watershed, where more
Envirolink project 1015-GSDC96
Landcare Research Page 5
competent Miocene-Pliocene sandstone, mudstone, and minor limestone underlie the hill
slopes (78% of catchment area) (Reid & Page 2003; Hicks et al. 2004; Marden et al. 2008b).
Landsliding is triggered during lower-frequency, higher magnitude storms that occur with
typical decadal return periods (Hicks et al. 2000; Reid & Page 2003; Hicks et al. 2004). Slope
failure tends to occur at less than one metre, but where surficial coverbeds are thicker failure
often occurs at the bedrock-soil interface at depths up to two metres and mobilizes generally
sandy, pumiceous material (Preston & Crozier 1999).
3.2 Earthflows
Earthflows (Fig 4) are described as the downslope movement of soil and rock, involving a
large quantity of water. The ratio of soil to water causes the material to behave like a liquid.
When soil moisture conditions become ‘wet’ and remain so for long periods (months) they
mobilise at glacier–like pace interspersed with surge-like displacements in increments of
metres to tens of metres in a day (Marden et al. 2008c). Displacement of material occurs
through sliding along an internal and planar shear surface of depths between 0.5 and 6 m
below ground surface. Most earthflows are associated with slopes of 5–25 degrees. During
dry periods they remain stable for long periods of time (decades to centuries).
3.3 Gullies
Accelerated erosion by gullying (Fig. 5) is a major source of sediment in steepland
catchments. Gully and associated mass movement erosion is most prevalent in crushed
argillite and mudstone underlying the basin headwaters (~ 8% of the total catchment area)
and is currently the primary source of fine-grained sediment to the system (Hicks et al. 2004;
Marden et al. 2008b). Studies of the morphology and development of gullies (relatively deep
and rapidly eroding channels) suggest they have a limited lifespan and rapidly evolve to a
condition of relative stability. Some gullies appear to be a natural component of landscape
evolution, but many contemporary gullies formed after native forests were cleared and
agriculture intensified in the 19th and 20th centuries (Ireland et al. 1939). In either case, gully
extension represents a major adjustment to the landscape that is imprinted on the drainage
network and has a profound impact on basin sediment yield. As gullies are part of and thus
directly connected with the drainage network, sediment supply from them dominates even
during high-frequency, low magnitude rainfall events (

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

แม่น้ำ Waipaoa (Fig. 1) ท่อระบายน้ำพื้นที่ประมาณ 2205 km2 ในเหนือเกาะของใหม่นิวซีแลนด์ ไหลใต้ออกช่วง Raukumara และปล่อยลงสู่อ่าวความยากจน(Hicks et al. 2000) ลุ่มน้ำตั้งอยู่ในแคว้น forearc กำไร Hikurangiที่แผ่นแปซิฟิกเป็น subducting obliquely ทางตะวันตกของใต้แผ่นออสเตรเลีย ที่แม่น้ำมี incised เป็นทะเลเชิญ และเพิ่มพิการ jointed และอุดมไป ด้วยดินเหนียวตะกอนหินของ Cretaceous Pliocene อายุ (Fig.2) (Mazengarb และ Speden 2000) ที่สำแดงการเคลื่อนไหวมวลชน gullying และเครื่องสลายตัวภายใต้อิทธิพลน้ำ และกรดซัลเฟต weathering (Pearce et al. 1981)วางซ้อนอยู่บนฐานหินนี้เป็นเศษของสี่ควอเทอร์นารี aged ระเบียงทรายซึ่งแสดงถึง aggradation floodplain ช่วงเย็นน้ำแข็ง (Berryman et al2000 Eden et al. 2001 Marden et al. 2008a) และระดับ 7 ของระเบียงทรายที่เกิดขึ้นสุดท้ายน้ำแข็งสูงสุด (Marden et al. 2010) ตั้งแต่ ผ่าน 18 ผ่านมา 000 ปีเป็นหิ้งของเถ้าภูเขาไฟ มาจากศูนย์ในเทาโปและ Okataina Volcanic ~ 150 กิโลเมตรทางตะวันตกมีคลุม alluvium และหินตะกอนของลุ่มน้ำ Waipaoa หลายเมตรความหนา และทำหน้าที่เป็นพื้นฐานสำหรับหลายของดินเนื้อปูนสภาพภูมิอากาศจะอบอุ่นแจ่มทะเล ด้วยความอบอุ่นช่วงฤดูร้อนที่ชุ่มชื่นและเย็นเปียกหนาวฝนตกไล่ระดับสีเพิ่มจากชายฝั่งไปยังบริเวณพื้นที่ หมายถึง ปริมาณน้ำฝนรายปีสำหรับชายฝั่งทะเลพื้นที่ทางตอนใต้ (เมืองกิสบอร์น) เป็น 1200 มม. ในขณะที่พื้นที่ตั้งรับ ~ 2500 มิลลิเมตร (Hessell1980) . สภาพภูมิอากาศของภูมิภาคนี้มีอิทธิพลอย่างยิ่ง โดยสั่นซันโตเอลนิโญ/ภาคใต้(ENSO), ด้วยการเพิ่มปริมาณน้ำฝนที่สำคัญเหตุการณ์ ระหว่างเงื่อนไข La Niña และรุนแรง และdroughts นานระหว่างปีซันโตเอลนิโญ ไซโคลนเขตร้อนในช่วงฤดู(พฤศจิกายน – มีนาคม) ได้ในบางโอกาสเร่งการพังทลาย การล่าสุดในปี 1988 (พายุโบ) ในลุ่มน้ำ Waipaoa เป็นไปได้ 29% ของเหตุการณ์สำคัญทุกปี และ ค่ามากกว่า 99% โอกาสหนึ่งจะเกิดขึ้นทุก 10 ปี (Kelliher et al. 1995) ระเหยนี้สภาพภูมิอากาศจัดสรรอัตราการกัดเซาะสูง (น้ำและดินฝ่าย 1987)ปัจจุบันพืชครอบบริเวณประเทศเขาประกอบด้วยพาสเจอร์ (70%), ป่าแปลกตา (20%),พื้นป่า (6%), และพื้นเปลือย (4%) พัฒนาการ (~ 600 ปี BP) และยุโรป(เริ่มดำเนินการผลิตในการ 1820s) ชำระ ภูมิภาคชายฝั่งตะวันออกได้เกือบหมดการปลูกพืช ด้วยป่าไม้ podocarp (ส่วนใหญ่เป็นสน) ในสกอตแลนด์ตอนใต้ ป่า Nothofagusใน ระดับสูง และพุ่มไม้ที่อัลไพน์ subalpine ที่ดิน และ grasslands บนส่วนสูงสุดของการช่วงแกน (1988 รับ Wilmshurst 1997)ตัดไม้ทำลายป่าของลุ่มน้ำ หลักโดยเขียน เริ่มดำเนินการในมันจนถึงด้านล่างด้วยมาตั้งถิ่นฐาน (นี่) Polynesian ประมาณ 700 ปีที่ผ่านมา และขยายเป็นการheadwater ถึงวิธีการชำระเงินยุโรป (Pullar 1962 รับร้อยเอ็ด al. 1994รับ & Wilmshurst, 1999 Wilmshurst et al. 2008) มากราบที่ได้รับdeforested โดย 1875 (Murton 1968) และปลายปี 1920 97.5% ของพื้นเมืองเติบโตเก่าป่าไม้ได้ถูกทำลาย (เมซ et al. 1999)รูปถ่ายต้น (c. 1903 – 1910) แสดงว่าแนวนอนที่เปิดเผย โดยเคลียร์ของป่ามีอยู่ภายใต้การเคลื่อนไหวมวลชนในอดีต กระบวนการที่มีอย่างต่อเนื่องตั้งแต่น้อยสิ้นสุด ของรอบระยะเวลาสุดท้ายที่น้ำแข็ง และโฮโลซีน (~ 18 000 ปี) บัญชีของเริ่มต้นของการกัดเซาะในลุ่มน้ำ Waipaoa ตั้งแต่การชำระเงินจะปิดบัง เล็ก ๆหลักฐานแนะนำมันอาจจะเริ่มภายในทศวรรษที่ผ่านมาหรือสองต่อเคลียร์ของจุดเริ่มต้นของพื้นป่าในเพราะสายกับช่วงสังเกตการณ์ของ landsliding มากมายในประเทศเขาหนาว 1883 และ 1894 ระหว่าง ในช่วงทศวรรษแรกของวันที่ 20ศตวรรษมีตามระยะเวลาของการปรับปรุงลาด geomorphic ในการกำจัดของป่านี้ (ปีค.ศ. 1895 เพื่อเขา Henderson และ Ongley 1920), เห็นได้ชัดที่สุดมีการเริ่มต้นของการเคลื่อนไหวมวลชน (earthflows และแบบ) และ gullying ที่เกี่ยวข้อง พังทลายได้ตะกอนโดยการเปลี่ยนสภาพความชื้นดิน รูปแบบของ hillslope ที่ไหลบ่า (จาก subsurface กระจายระบายน้ำไหลบ่าที่ผิวและความเข้มข้นของพร้อมช่องระบายน้ำที่ต้องการ) และการสูญเสียความแข็งแรงของรากที่ปรับลดขีดจำกัดของการพัฒนา (O'Loughlin 1974a, b)พังทลาย และห้วยพังทลายโดยเฉพาะ มีผลเห็นได้ชัดบน aggradation สถานีแม่น้ำ(เคนเนดี้ซาวน่า Allsop 1973 เกจและดำ 1979), และ headwater ในกระแสข้อมูล cobblesizedวัสดุของเตียงได้ถูกแทนที่ ด้วยดีกรวดและทราย (Kelman ไหว LaingMeason1914 โจนส์และ Howie 1979 สีดำที่ 1977) นำไปสู่การประเมิน 6.5-fold เพิ่มขึ้นหยุดปล่อยตะกอนของแม่น้ำ Waipaoa (Kettner et al. 2007)หินสูง erodible ชัน และ jointed ดินเนื้อปูน tephric และ alluviumฝน episodically รุนแรง กิจกรรมธรณีวิทยา และรบกวนมนุษย์นำไปอย่างรวดเร็วก่อให้เกิดการพังทลายของพื้นที่ลุ่มน้ำ Waipaoa ตะกอนระงับสูงสุดอย่างใดอย่างหนึ่งในการโลก (7216 ตัน km-2ปี-1; Hicks et al. 2011) แหล่งตะกอน 33.1 แผ่นดินถล่มตื้นกำหนดไว้เป็นการเคลื่อนที่ของดินตื้น landsliding (ฟิก 3) / หรือ subsoil ผึ่งใบพื้นผิวที่เป็นคู่ขนานประมาณการลาดเดิม เป็นโหมดหลักของการสร้างตะกอนและการส่งผ่านมากลุ่มน้ำกลาง และล่าง มากขึ้น Envirolink โครงการ 1015-GSDC96Landcare วิจัย 5 หน้าเชี่ยวชาญสมัยไพลโอซีน Miocene และหินทราย หินโคลน หินปูนรองเขาอยู่ภายใต้ลาด (78% ของพื้นที่ลุ่มน้ำ) (Reid และหน้า 2003 Hicks et al. 2004 Marden et al. 2008b)Landsliding จะถูกทริกเกอร์ในช่วงความ ถี่ต่ำ สูงขนาดพายุที่เกิดขึ้นกับคืนรอบทั่วไป decadal (Hicks et al. 2000 รีดและเพ 2003 Hicks et al. 2004) ความลาดชันความล้มเหลวมีแนวโน้มที่จะ เกิดขึ้นที่น้อยกว่าหนึ่งเมตร แต่ล้มเหลวหนา surficial coverbedsมักจะเกิดขึ้นในอินเทอร์เฟซสำหรับหินดินที่ความลึกถึง 2 เมตร และ mobilizes โดยทั่วไปทราย pumiceous วัสดุ (เปรสตันและ Crozier 1999) 3.2 EarthflowsEarthflows (ฟิก 4) ไว้เป็นการเคลื่อนไหว downslope ดินและหิน เกี่ยวข้องกับการขนาดใหญ่ปริมาณของน้ำ อัตราส่วนของดินน้ำทำให้วัสดุที่จะทำงานเหมือนน้ำยาเมื่อสภาพความชื้นดินเป็น 'เปียก' และยังคงอยู่ได้นาน (เดือน) พวกเขาย้ำที่กระจายกับ displacements เหมือนไฟกระชากทีก้าวกลาเซียร์ – เช่นเมตรไปสิบเมตรในหนึ่งวัน (Marden et al. 2008c) เกิดขึ้นแทนที่ของวัสดุโดยเลื่อนไปพื้นผิวภายใน และระนาบเฉือนลึกระหว่าง 0.5 และ 6 mใต้ผิวดิน Earthflows ส่วนใหญ่จะเกี่ยวข้องกับลาด 5 – 25 องศา ในระหว่างการรอบระยะเวลาที่พวกเขายังคงมีเสถียรภาพยาวนานระยะเวลาแห้ง (ทศวรรษศตวรรษ) 3.3 gulliesพังทลายเร่ง โดย gullying (Fig. 5) เป็นแหล่งสำคัญของตะกอนใน steeplandcatchments นี่ และพังทลายเคลื่อนไหวมวลชนสัมพันธ์เป็นบดพบมากที่สุดในargillite และต้น headwaters อ่างหินโคลน (~ 8% ของพื้นที่ลุ่มน้ำ)และปัจจุบันเป็นแหล่งที่มาหลักของตะกอนทรายแป้งละเอียดระบบ (Hicks et al. 2004Marden et al. 2008b) ศึกษาสัณฐานวิทยาและการพัฒนาของ gullies (ค่อนข้างลึกand rapidly eroding channels) suggest they have a limited lifespan and rapidly evolve to acondition of relative stability. Some gullies appear to be a natural component of landscapeevolution, but many contemporary gullies formed after native forests were cleared andagriculture intensified in the 19th and 20th centuries (Ireland et al. 1939). In either case, gullyextension represents a major adjustment to the landscape that is imprinted on the drainagenetwork and has a profound impact on basin sediment yield. As gullies are part of and thusdirectly connected with the drainage network, sediment supply from them dominates evenduring high-frequency, low magnitude rainfall events (<1 yr return period; Hicks et al. 2004)3.4 Cliffs and river banksCliff and bank erosion is the removal of material along a permanent course by the action offlowing water. This normally involves the undercutting of the bank (generally unconsolidatedalluvium) or cliff (generally more consolidated bedrock) resulting in the collapse of blocks ofmaterial directly into the river (e.g., Fig. 6). Lateral and vertical erosion of cliffs and banksoccurs mainly during high peak flows (floods)3.5 Aggraded riverbedsSignificant amounts of sediment are stored within the stream system as bed load. In theheadwater reach of Mangatu and Waipaoa river aggradation has appreciably raised andwidened their respective channels, burying terraces which used to be former homestead sites.In catchments draining soft rock that is mudstone dominated the bed load is overwhelminglydominated by smaller particle sized material (e.g. fine gravel, sand and silt). In othercatchments where the lithologies comprise harder material such as sandstone and limestonetheir bed load comprises mainly cobble and boulder sized material with minor sand and silt.Bed load, irrespective of its composition, breaks down into smaller particles as a consequenceof in-situ weathering processes (heating, cooling, wetting, drying etc) and attrition/abrasionas it is transported along the streambed. These finer particles (silt and clay) are transported assuspended sediment and during high flows is a significant component of total sediment loadFig. 8).

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

แม่น้ำ Waipaoa (รูปที่ 1). ท่อระบายน้ำพื้นที่ประมาณ 2,205 กิโลเมตร 2 บนเกาะเหนือของ New
Zealand, ไหลไปทางทิศตะวันออกเฉียงใต้จากช่วง Raukumara และการปฏิบัติเพื่อความยากจนเบย์
(ฮิกส์ et al. 2000) ลุ่มน้ำตั้งอยู่ในภูมิภาค forearc ของ Hikurangi ริม
ที่แผ่นแปซิฟิก subducting อ้อมไปทางทิศตะวันตกใต้แผ่นออสเตรเลีย
แม่น้ำมีรอยบากเข้าเพิ่มขึ้นและพิการนานัปการปล้องและดินที่อุดมไปด้วยทะเล
ของหินตะกอนยุค Pliocene อายุ (รูปที่ 2) (Mazengarb และ Speden 2000) ที่
มักจะชอบการเคลื่อนไหวมวลชน gullying และการสลายเครื่องจักรกลภายใต้อิทธิพล
ของน้ำ และสภาพดินฟ้าอากาศเป็นกรด (เพียร์ซ et al, 1981)..
ทับบนฐานหินนี้มีเศษของระเบียงลุ่มน้ำสี่ Quaternary วัย
แต่ละซึ่งหมายถึง aggradation ที่ราบน้ำท่วมถึงในช่วงยุคน้ำแข็งเย็น (Berryman et al.
2000; et al, Eden 2001 Marden et al, 2008a) และเจ็ดระดับระเบียงลุ่มน้ำที่เกิดขึ้น.
ตั้งแต่น้ำแข็งสูงสุดสุดท้าย (Marden et al, 2010). ที่ผ่านมา 000 ปี18เสื้อคลุม
ของเถ้าภูเขาไฟที่ได้มาจากโปและ Okataina ศูนย์ภูเขาไฟ ~ 150 กิโลเมตรไปทางทิศตะวันตก
ได้ปกคลุมทั้ง alluvium และหินตะกอนของการเก็บกักน้ำ Waipaoa หลาย
ความหนาเมตรและทำหน้าที่เป็นรากฐาน สำหรับหลาย ๆ คนของดินของ.
สภาพภูมิอากาศเป็นเมืองหนาวที่อบอุ่นทางทะเลที่มีฤดูร้อนที่อบอุ่นและชื้นเปียกหนาวเย็น.
ไล่ฝนเพิ่มขึ้นจากฝั่งไปยังพื้นที่น้ำจืด หมายถึงปริมาณน้ำฝนประจำปีสำหรับชายฝั่ง
พื้นที่ในภาคใต้ (เมืองกิสบอร์) เป็น 1,200 มิลลิเมตรในขณะที่พื้นที่น้ำจืดได้รับ ~ 2,500 มิลลิเมตร (Hessell
1980) สภาพภูมิอากาศของภูมิภาคนี้ได้รับอิทธิพลอย่างมากจากเอลนีโญ / ใต้ความผันผวน
(ENSO) กับการเพิ่มขึ้นของปริมาณน้ำฝนที่สำคัญเหตุการณ์ที่เกิดขึ้นในสภาวะลานีญาและรุนแรงและ
ภัยแล้งเป็นเวลานานในช่วงปีเอลนีโญ พายุไซโคลนเขตร้อนในช่วงฤดูร้อน
(เดือนพฤศจิกายนถึงมีนาคม) ในโอกาสที่มีการเร่งการกัดเซาะเป็นครั้งสุดท้ายในปี 1988 (พายุไซโคลน
บ่วงบาศ) ในการเก็บกักน้ำ Waipaoa มีโอกาส 29% ของเหตุการณ์สำคัญทุกปีและ
มีโอกาสมากกว่า 99% อย่างใดอย่างหนึ่งที่จะเกิดขึ้นทุก 10 ปี (Kelliher et al. 1995) นี้ความผันผวน
ของสภาพภูมิอากาศก่อให้เกิดอัตราการกัดเซาะสูง (คณะกรรมการน้ำและดิน 1987).
พืชพรรณปัจจุบันในพื้นที่แถบภูเขาประกอบด้วยทุ่งหญ้า (70%) ป่าที่แปลกใหม่ (20%),
ป่าพื้นเมือง (6%) และพื้นดินเปล่า (4% ) ก่อนที่ชาวเมารี (~ 600 ปีพี) และยุโรป
(เริ่มในยุค 1820) การตั้งถิ่นฐานในภูมิภาคฝั่งตะวันออกเกือบจะสมบูรณ์
ด้วยพืช podocarp / ไม้เนื้อแข็ง (ส่วนใหญ่ต้นสน) ป่าในที่ราบลุ่มป่า ธ อ
ในระดับที่สูงขึ้นและไม้พุ่มอัลไพน์ subalpine ที่ดินและทุ่งหญ้าในส่วนที่สูงที่สุดของ
เทือกเขาตามแนวแกน (แมคโกลน 1988; Wilmshurst 1997).
ตัดไม้ทำลายป่าของสันปันน้ำเป็นหลักโดยการเผาไหม้เริ่มล่างกับ
การมาถึงของโพลินีเชีย (ชาวเมารี) มาตั้งถิ่นฐานในรอบ 700 ปีที่ผ่านมาและยื่นออกไป
ต้นน้ำต้นน้ำต่อไปนี้การตั้งถิ่นฐานยุโรป (Pullar 1962; แมคโกลน et al, 1994;.
แมคโกลนและ Wilmshurst 1999 Wilmshurst et al, 2008). ที่ลุ่มมากที่ได้รับการ
ป่าถูกทำลายโดย 1875 (Murton 1968) และในช่วงปลายปี 1920 97.5% ของพื้นเมืองเก่าเจริญเติบโตของ
ป่าถูกทำลาย (โกเมซ et al. 1999).
การถ่ายภาพในช่วงต้น (ค. 1903-1910) แสดงให้เห็นว่า ภูมิทัศน์ที่เปิดเผยโดยการกวาดล้างของป่า
ได้รับภายใต้การเคลื่อนไหวในอดีตที่ผ่านมากระบวนการที่มีอย่างต่อเนื่องอย่างน้อยตั้งแต่
การสิ้นสุดของยุคน้ำแข็งที่ผ่านมาและตลอดทั้งโฮโลซีน (~ 18 000 ปี) บัญชีของ
การโจมตีในช่วงต้นของการกัดเซาะในการเก็บกักน้ำ Waipaoa ตั้งแต่การตั้งถิ่นฐานไม่ชัดเจน ประวัติ
หลักฐานแสดงให้เห็นว่ามันเป็นจุดเริ่มต้นน่าจะภายในหรือสองทศวรรษที่ผ่านมาต่อไปนี้การกวาดล้างของ
ป่าพื้นเมืองเริ่มต้นในช่วงปลายปี 1800 กับการสังเกตต้นของ landsliding กว้างขวาง
ในประเทศที่เนินเขาในช่วงฤดูหนาวของ 1883 และ 1894 ในช่วงทศวรรษแรกของ 20
ศตวรรษที่มี ตามระยะเวลาของการปรับความลาดชัน geomorphic ในการตอบสนองการกำจัดของ
ป่านี้ (Hill 1895; เดอร์สันและ Ongley 1920) ที่เห็นได้ชัดเจนที่สุดในการเริ่มต้นของการ
เคลื่อนไหว (Earthflows? และฟุบ) และ gullying เกี่ยวข้อง การกัดเซาะได้รับการตกตะกอน
จากการเปลี่ยนแปลงสภาพความชื้นในดินรูปแบบของการไหลบ่าไหล่เขา (จากดินกระจาย
การระบายน้ำที่ไหลบ่าไปยังพื้นผิวและความเข้มข้นของตนพร้อมช่องระบายน้ำที่ต้องการ) และ
สูญเสียความแข็งแรงของรากที่ปรับลดเกณฑ์สำหรับการพัฒนาของพวกเขา (O'Loughlin 1974a, ข.)
การกัดเซาะและพังทลายของน้ำโดยเฉพาะอย่างยิ่งมีผลกระทบที่เห็นได้ชัดในแม่น้ำช่อง aggradation
(เคนเนดี 1912; Allsop 1973; Gage และสีดำ 1979) และในต้นน้ำลำธาร cobblesized
วัสดุเตียงถูกแทนที่ด้วยกรวดทรายที่ดีและ (แน ลายมือ; LaingMeason
1914; โจนส์และโฮวี่ 1979; สีดำ 1977) ที่นำไปสู่การเพิ่มขึ้นประมาณ 6.5 เท่าใน
การปล่อยตะกอนแขวนลอยของ Waipaoa แม่น้ำ (Kettner et al, 2007)..
การรวมกันของ erodible สูงชันและข้อเท็จจริงปล้อง, tephric ดินและ alluvium,
ฝนรุนแรง episodically กิจกรรมแผ่นดินไหวและรบกวนของมนุษย์อย่างรวดเร็วนำไปสู่การ
พังทลายของลุ่มน้ำ Waipaoa และเป็นหนึ่งในอัตราผลตอบแทนสูงสุดระงับตะกอนใน
โลก (7,216 ตันกิโลเมตร 2
ปี-1
; ฮิกส์และอัล 2011). 3 แหล่งตะกอน3.1 ถล่มตื้นตื้น landsliding (รูปที่ 3) หมายถึงการเคลื่อนไหวของดิน / หรือชั้นใต้ผิวดินที่จะเปิดเผยลื่นพื้นผิวที่ประมาณขนานไปกับความลาดชันเดิม มันเป็นโหมดที่โดดเด่นของรุ่นตะกอนและการส่งมอบกว่ามากของกลางและลุ่มน้ำที่ต่ำกว่าที่อื่น ๆโครงการ Envirolink 1015-GSDC96 Landcare วิจัยหน้า 5 หินทรายอำนาจยุค Pliocene-ดานและหินปูนเล็กน้อยรองรับเนินเขาลาดชัน (78% ของการเก็บกักน้ำ พื้นที่) (เรดและหน้า 2003 ฮิกส์ et al, 2004;. Marden et al, 2008b).. Landsliding จะถูกเรียกในช่วงความถี่ที่ต่ำกว่าพายุขนาดสูงที่เกิดขึ้นกับระยะเวลาการกลับมา decadal ทั่วไป (ฮิกส์ et al, 2000;. เรดและหน้า 2003 ; ฮิกส์ et al, 2004). ลาดล้มเหลวมีแนวโน้มที่จะเกิดขึ้นในเวลาที่น้อยกว่าหนึ่งเมตร แต่ที่ coverbeds surficial เป็นความล้มเหลวหนามักจะเกิดขึ้นที่อินเตอร์เฟซหินดินที่ระดับความลึกได้ถึงสองเมตรและระดมทั่วไปทรายวัสดุ pumiceous (เพรสตันและ Crozier 1999). 3.2 Earthflows? Earthflows? ( รูปที่ 4) อธิบายว่าการเคลื่อนไหวของเจสซิกาดินและหินที่เกี่ยวข้องกับปริมาณน้ำขนาดใหญ่ อัตราส่วนของดินลงไปในน้ำทำให้เกิดวัสดุที่ทำตัวเหมือนของเหลว. เมื่อสภาพความชื้นในดินกลายเป็น 'เปียก' และยังคงอยู่ดังนั้นเป็นเวลานาน (เดือน) พวกเขาระดมธารน้ำแข็งที่ก้าวเหมือนสลับกับการกระจัดเหมือนคลื่นในการเพิ่มขึ้นของเมตร หลายสิบเมตรในวันที่ (Marden et al. 2008c) แทนที่ของวัสดุที่เกิดขึ้นผ่านการเลื่อนไปตามพื้นผิวภายในและเฉือนระนาบของความลึกระหว่าง 0.5 และ 6 เมตรพื้นดินเบื้องล่าง Earthflows? ส่วนใหญ่จะเกี่ยวข้องกับความลาดชันของ 5-25 องศา ในช่วงระยะเวลาแห้งพวกเขายังคงมีเสถียรภาพสำหรับระยะเวลานาน (ทศวรรษศตวรรษ). 3.3 ลำห้วยเร่งการกัดเซาะโดย gullying (รูปที่. 5) เป็นแหล่งสำคัญของตะกอนใน steepland catchments น้ำและการพังทลายเคลื่อนไหวที่เกี่ยวข้องเป็นที่แพร่หลายมากที่สุดในบดargillite และดานต้นแบบต้นน้ำลุ่มน้ำ (~ 8% ของพื้นที่ทั้งหมด) และปัจจุบันเป็นแหล่งที่มาหลักของตะกอนละเอียดระบบ (ฮิกส์ et al, 2004;. Marden et al. 2008b) การศึกษาลักษณะทางสัณฐานวิทยาและการพัฒนาของลำห้วย (ค่อนข้างลึกอย่างรวดเร็วและกัดเซาะช่อง) แนะนำให้พวกเขามีการ จำกัด อายุการใช้งานอย่างรวดเร็วและมีวิวัฒนาการที่จะสภาพของความมั่นคง ลำห้วยบางคนดูเหมือนจะเป็นองค์ประกอบธรรมชาติของภูมิทัศน์วิวัฒนาการ แต่ลำห้วยหลายสมัยเกิดขึ้นหลังจากป่าไม้พื้นเมืองที่ถูกล้างและการเกษตรทวีความรุนแรงมากในศตวรรษที่ 19 และ 20 (ไอร์แลนด์ et al. 1939) ในทั้งสองกรณีน้ำขยายแสดงให้เห็นถึงการปรับภูมิทัศน์ที่สำคัญในการที่ตราตรึงใจในการระบายน้ำของเครือข่ายและมีผลกระทบต่อผลผลิตตะกอนลุ่มน้ำ ในฐานะที่เป็นร่องเป็นส่วนหนึ่งของและทำให้การเชื่อมต่อโดยตรงกับเครือข่ายการระบายน้ำและอุปทานตะกอนจากพวกเขาครองแม้ในช่วงความถี่สูงขนาดต่ำเหตุการณ์ปริมาณน้ำฝน (<1 ปีระยะเวลาคืน; ฮิกส์ et al, 2004.) 3.4 หน้าผาฝั่งแม่น้ำและคลิฟและธนาคาร การพังทลายคือการกำจัดของวัสดุตามหลักสูตรอย่างถาวรโดยการกระทำของน้ำไหล นี้ปกติจะเกี่ยวข้องกับการ undercutting ของธนาคาร (ไม่รวมโดยทั่วไปalluvium) หรือหน้าผา (หินรวมโดยทั่วไปมากขึ้น) ส่งผลให้การล่มสลายของกลุ่มของวัสดุโดยตรงลงไปในแม่น้ำ (เช่นรูปที่. 6) การกัดเซาะด้านข้างและแนวหน้าผาและธนาคารส่วนใหญ่เกิดขึ้นในช่วงที่กระแสสูงสุดสูง (น้ำท่วม) 3.5 Aggraded riverbeds จำนวนที่สําคัญของตะกอนจะถูกเก็บไว้ในระบบสตรีมโหลดเตียง ในการเข้าถึงต้นน้ำของ Mangatu และ Waipaoa แม่น้ำ aggradation ได้ยกประเมินและกว้างช่องทางของตนฝังระเบียงซึ่งเคยเป็นอดีตเว็บไซต์รกราก. ในการระบายน้ำพื้นที่รับน้ําร็อคนุ่มที่ดานครอบงำโหลดเตียงจะนำโด่งโดดเด่นด้วยวัสดุที่มีขนาดอนุภาคที่มีขนาดเล็ก ( เช่นปรับกรวดทรายและตะกอน) อื่น ๆ ในพื้นที่รับน้ําที่ lithologies ประกอบด้วยวัสดุหนักเช่นหินทรายและหินปูนโหลดเตียงของพวกเขาส่วนใหญ่ประกอบด้วยก้อนหินและวัสดุขนาดก้อนหินกับทรายเล็กน้อยและตะกอน. โหลดเตียงโดยไม่คำนึงถึงองค์ประกอบของมันแบ่งออกเป็นอนุภาคขนาดเล็กเป็นผลมาจากในแหล่งกำเนิด สภาพดินฟ้าอากาศกระบวนการ (ความร้อนความเย็นเปียกแห้ง ฯลฯ ) และการขัดสี / รอยขีดข่วนในขณะที่มันจะถูกส่งไปตามลำธาร อนุภาคเหล่านี้ (ตะกอนและดินเหนียว) จะถูกส่งเป็นตะกอนแขวนลอยและในช่วงกระแสสูงเป็นองค์ประกอบที่สำคัญของการรวมตะกอนรูป 8)

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

การ waipaoa แม่น้ำ ( รูปที่ 1 ) ระบายพื้นที่ประมาณ 2205 ตารางกิโลเมตร บนเกาะเหนือของนิวซีแลนด์ใหม่
ไหลทางทิศตะวันออกใต้จากช่วง raukumara และการปฏิบัติกับอ่าวความยากจน
( ฮิกส์ et al . 2000 ) ต้นน้ำอยู่ในเขตของ forearc hikurangi ขอบ
ที่แปซิฟิกจานเป็น subducting อ้อมไปทางทิศตะวันตก ใต้แผ่นออสเตรเลีย
แม่น้ำ มีรอยสักเป็น uplifted และนานาเนกบิดเบี้ยว และดินที่อุดมไปด้วยข้อมูลทางทะเล
หินตะกอนของยุคครีเทเชียสในสมัยไพลโอซีนอายุ ( fig.2 ) ( mazengarb & speden 2000 ) ที่
predisposed เคลื่อนไหวมวลชน gullying และจักรกลสลายภายใต้อิทธิพลของน้ำและกรดซัลเฟต
สภาพดินฟ้าอากาศ ( เพียร์ซ et al .
1981 )ซ้อนทับบนหินนี้ฐานเป็นเศษสี่ซึ่งมีอายุจนถึงระเบียง
แต่ละที่แสดงถึงน้ำท่วมแคลิฟอร์เนียในระหว่างยุคน้ำแข็งเย็น ( เบอร์รีแมน et al .
2000 ; Eden et al . 2001 Marden et al . 2008a ) และเจ็ดระดับทรายระเบียงขึ้น
ตั้งแต่สูงสุดธารน้ำแข็งสุดท้าย ( Marden et al . 2010 ) กว่าที่ผ่านมา 18 000 ปีเสื้อคลุม
ของภูเขาไฟขี้เถ้าที่ได้มาจากศูนย์ และ okataina ภูเขาไฟเทาโป ~ 150 กิโลเมตรไปทางทิศตะวันตก
ได้ปกคลุมทั้งน้ำและหินตะกอนของ waipaoa พื้นที่รับน้ำหลาย
เมตร ความหนา และทำหน้าที่เป็นรากฐานสำหรับมากของดิน
สภาพภูมิอากาศอุ่นพอสมควรทางทะเลกับฤดูร้อนและเย็นในฤดูหนาวอบอุ่นชื้นเปียก
ปริมาณน้ำฝน การไล่ระดับสีเพิ่มจากชายฝั่งไปยังพื้นที่ชายฝั่งหมายถึง ปริมาณน้ำฝนในพื้นที่ชายฝั่ง
ในภาคใต้ ( Gisborne เมือง ) เป็น 1200 มิลลิเมตร ขณะที่พื้นที่ภายในได้รับ ~ 2500 มม. ( hessell
1980 ) ภูมิอากาศของภูมิภาคนี้จะมีอิทธิพลอย่างมากจาก El Ni á o การสั่น
/ ใต้ ( ปรากฏการณ์ ) , กับการเพิ่มขึ้นในกิจกรรมหลักของปริมาณน้ำฝนในช่วงลานีญาเงื่อนไขและรุนแรง และภัยแล้งยืดเยื้อระหว่าง El Ni á
o ปี พายุไซโคลนเขตร้อนในช่วงฤดูร้อนเดือน
( พฤศจิกายน - มีนาคม ) ได้โอกาสเร่งการกัดกร่อน , การล่าสุดในปี 1988 ( ไซโคลน
โบลา ) ใน waipaoa พื้นที่รับน้ำมี 29% ของเหตุการณ์สำคัญทุกปี และโอกาส
มากกว่า 99 % จะเกิดขึ้นทุกๆ 10 ปี ( kelliher et al . 1995 ) ภูมิอากาศที่เปลี่ยนแปลงได้
นี้ก่อให้เกิดอัตราการชะล้างพังทลายสูง ( น้ำและดิน
ผู้อำนวยการ 1987 )