تخمین کمی تغییرات ارتفاعی با استفاده از DEM باقیمانده از نقشه های توپوگرافی بین دو دوره 1893 و 1985: مطالعه موردی: حوضه اندورهیک انفیدا-تونس

تخمین کمی تغییرات ارتفاعی با استفاده از DEM باقیمانده از نقشه های توپوگرافی بین دو دوره 1893 و 1985: مطالعه موردی: حوضه اندورهیک انفیدا-تونس

چکیده

این مقاله تلاش می کند تا تغییر شکل اخیر در منطقه انفیدا را تحلیل کند. این تحلیل با استفاده از مدل ارتفاع دیجیتال باقیمانده (DEM) انجام شده است. این تفاوت ارتفاعی بین دو DEM است که از خطوط کانتور دو نقشه توپوگرافی در یک دوره 100 ساله ایجاد شده است. این تغییر شکل توسط برخی از نویسندگان بررسی شده است که با مقایسه خطوط کانتور با روند نزولی در ارتفاع از سال 1893 تا 1985، وجود حرکات اخیر زمین را گزارش کرده‌اند. در سال 2006، این منطقه مورد مطالعه با حضور دو زمین لرزه که در چندین ساحل رخ داده است مشخص شد. شهرهای واقع در شمال شرقی تونس.

مطالعه ما شامل برآورد کمی تغییرات ارتفاعی تحت یک محیط سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS) است. هدف روش پیشنهادی ما نگاشت باقیمانده (DEM) و استخراج پارامترهایی است که دارای امضای مورفولوژیکی و ساختاری هستند. استخراج پارامترهای ساختاری کمی نیاز به ادغام داده‌های چند منبعی و چند مقیاسی دارد. این تنها در صورتی امکان پذیر است که مشکل ناهمگونی در سطح مقیاس و سیستم مختصات از طریق استفاده از ابزار GIS و به دست آوردن فرمت شکل فایل برداری بردار حل شود. سپس برای مقایسه خطاهای تولید DEM با ارجاع به داده های اخیر و قدیمی، باید آنها را در همان سیستم طرح ریزی و در یک مقیاس پیش بینی کرد. داده های موجود دو نقشه توپوگرافی انفیدا است که نشان دهنده دو دوره مختلف است. اولین نقشه توپوگرافی قدیمی 1893 (نوع 1922) در مقیاس 1:50 است. 000 و دومی نقشه توپوگرافی اخیر سال 1985 در مقیاس 1:25000 است. این نقشه های توپوگرافی دارای سیستم طرح ریزی لامبرت (IGN) هستند. این رویکرد روش‌شناختی، بر اساس باقی‌مانده (DEM)، اجازه می‌دهد تا فرونشست تخمینی 3 متر در 100 سال واقع در دشت انفیدا را برجسته کند و تا ساحل جنوبی منطقه Cap Bon در تونس گسترش یابد. تغییر شکل خطوط کانتور بین نقشه قدیمی و اخیر را می توان در ارتباط با یک خطای ساختار رله که توسط برخی از تحلیلگران در این منطقه مشاهده و شناسایی شده است، مطالعه کرد. این حوادث رله با توجه به نتایج به‌دست‌آمده توسط باقیمانده (DEM) و تأیید شده توسط مشاهدات میدانی دو سایتی که در حوضه اندورهئیک Enfidha انجام داده‌ایم فعال باقی می‌مانند. این رویکرد روش‌شناختی، بر اساس باقی‌مانده (DEM)، اجازه می‌دهد تا فرونشست تخمینی 3 متر در 100 سال واقع در دشت انفیدا را برجسته کند و تا ساحل جنوبی منطقه Cap Bon در تونس گسترش یابد. تغییر شکل خطوط کانتور بین نقشه قدیمی و اخیر را می توان در ارتباط با یک خطای ساختار رله که توسط برخی از تحلیلگران در این منطقه مشاهده و شناسایی شده است، مطالعه کرد. این حوادث رله با توجه به نتایج به‌دست‌آمده توسط باقیمانده (DEM) و تأیید شده توسط مشاهدات میدانی دو سایتی که در حوضه اندورهئیک Enfidha انجام داده‌ایم فعال باقی می‌مانند. این رویکرد روش‌شناختی، بر اساس باقی‌مانده (DEM)، اجازه می‌دهد تا فرونشست تخمینی 3 متر در 100 سال واقع در دشت انفیدا را برجسته کند و تا ساحل جنوبی منطقه Cap Bon در تونس گسترش یابد. تغییر شکل خطوط کانتور بین نقشه قدیمی و اخیر را می توان در ارتباط با یک خطای ساختار رله که توسط برخی از تحلیلگران در این منطقه مشاهده و شناسایی شده است، مطالعه کرد. این حوادث رله با توجه به نتایج به‌دست‌آمده توسط باقیمانده (DEM) و تأیید شده توسط مشاهدات میدانی دو سایتی که در حوضه اندورهئیک Enfidha انجام داده‌ایم فعال باقی می‌مانند. تغییر شکل خطوط کانتور بین نقشه قدیمی و اخیر را می توان در ارتباط با یک خطای ساختار رله که توسط برخی از تحلیلگران در این منطقه مشاهده و شناسایی شده است، مطالعه کرد. این حوادث رله با توجه به نتایج به‌دست‌آمده توسط باقیمانده (DEM) و تأیید شده توسط مشاهدات میدانی دو سایتی که در حوضه اندورهئیک Enfidha انجام داده‌ایم فعال باقی می‌مانند. تغییر شکل خطوط کانتور بین نقشه قدیمی و اخیر را می توان در ارتباط با یک خطای ساختار رله که توسط برخی از تحلیلگران در این منطقه مشاهده و شناسایی شده است، مطالعه کرد. این حوادث رله با توجه به نتایج به‌دست‌آمده توسط باقیمانده (DEM) و تأیید شده توسط مشاهدات میدانی دو سایتی که در حوضه اندورهئیک Enfidha انجام داده‌ایم فعال باقی می‌مانند.

کلید واژه ها

تغییر شکل اخیر ، مدل رقومی باقیمانده ارتفاعی (DEM) ، سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS) ، نقشه های توپوگرافی ، حوضه اندورهئیک انفیدا

1. مقدمه

از مراحل اولیه کوهزایی، منطقه ساحل تونس و پیش‌ولند آن چرخه‌های متمایز برآمدگی، فرسایش و جابجایی تخمین زده شده در برخی مناطق را در چند صد متر تخمین زده‌اند [ 1 ] [ 2 ]. چین‌خوردگی‌های مکرر عموماً از حداکثر تنش‌های فشاری در نوسان بین یک قطب NW-SE [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] و یک قطب NS [ 6 ] [ 7 ] ناشی می‌شود.] . این باعث فردی شدن یک سیستم پیچیده از چین‌ها می‌شود و به طور یکپارچه در گسل‌های قالب‌گیری شده روی گسل‌هایی که توسط همان فشرده‌سازی‌ها درخواست می‌شوند، تکامل می‌یابد. ساختارهای ایجاد شده همیشه توسط یک فرسایش شدید تغییر می‌کنند که به این ساختارهای چین خورده آثار ژئومورفولوژیکی آنها می‌دهد. این آثار را می توان با استفاده از شبکه های مختلف هیدروگرافی که از آنها عبور می کند مشاهده و تجزیه و تحلیل کرد. این شبکه ها، پس از ترسیم بر روی نقشه توپوگرافی، امکان تعیین و کمیت کردن حرکات تکتونیکی مستقر در یک دوره زمانی معین را فراهم می کنند. در مورد ما، این دوره حدود 100 سال است. این کار چهار هدف اصلی دارد: 1) اندازه گیری با استفاده از شاخص های ریخت سنجی،8 ] [ 9 ] . برای دستیابی به این اهداف، ما داده ها را از تجزیه و تحلیل یک مدل رقومی ارتفاع (DEM) از دو نقشه توپوگرافی با دو دوره مختلف از سال 1893 (نوع 1922) در مقیاس 1/50000 و از سال 1985 در مقیاس 1/25000 جمع آوری کرده ایم. سیستم طرح ریزی لامبرت (IGN) اعتبار سنجی تغییر شکل اخیر با مشاهده مستقیم در میدان انجام می شود. این تنها در محیط GIS و استفاده از ابزارهای GIS امکان پذیر است که فرمت برداری شکل فایل را قادر می سازد تا مشکل ناهمگونی، برهم نهی و کاربرد عملگرهای ریاضی را حل کند. مطالعات مختلف با استفاده از شاخص مورفومتریک و تجزیه و تحلیل ساختاری [ 10 ] – [ 21 ] انجام شده است.] نشان می دهد که DEM، شبکه هیدروگرافی به طور قابل توجهی می تواند وجود تکتونیک یا فرسایش را تعیین کند. در کار حاضر، ما علاقه مند به کمی سازی و برجسته کردن تغییر شکل اخیر با استفاده از یک رویکرد مقایسه ای به DEM دو نقشه توپوگرافی از سال 1985 تا 1893 هستیم. ارزیابی نتایج از طریق مشاهدات میدانی در دو سایت انجام می شود. اساساً یک رویکرد روش شناختی در این زمینه ایجاد شده است. این بر اساس باقیمانده (DEM) است که با اختلاف حسابی دو DEM مطابقت دارد.

2. منطقه مورد مطالعه

2.1. زمینه ژئومورفولوژیکی

منطقه انفیضه بین رشته کوه زاغوان و دریا واقع شده است. در میان دشتی در ساحل تونس واقع شده است.

منطقه مورد مطالعه ( شکل 1 ) با مناطق کم برجسته بین 10 متر و 170 متر مشخص می شود. مساحت آن 82.9 کیلومتر مربع ^و 37.07 کیلومتر محیط است و به یک مستطیل محدود شده است که با مختصات جغرافیایی زیر تعریف شده است: 11.445073E; 11.581343W و 40.180091N; 40.104110S. در شمال شرقی، این منطقه با رخنمون مجموعه ای از توده های ساختاری (کوه های ال اوگلا، گارسی، مدهکر و فاضلون) متمایز می شود. در جنوب شرقی، با این حال، توسط یک دشت گسترده شناسایی شده است.

2.2. زمینه زمین شناسی

توزیع رخساره الیگوسن در سراسر قطب ماسه سنگ و قطب کربناته در ساحل و در حوزه های فراساحلی [ 22 ] برخی خطوط طولی و عرضی را نشان می دهد. در حاشیه شرقی ساحل تونس، همراه با خلیج Hammamet و کیپ بون، سری های رسوبی میوسن و پلیوسن اغلب در زیر سطح مدفون هستند. در شمال شرقی ساحل، حوضه های میوسن و پلیوسن نیز با تشکیل ناودان ناودیس مرتبط با ساختارهای چین خورده در امتداد راهروهای تکتونیکی EW ال هائواریا، تازوغران، حمامت-مامورا و شمال شرقی جریبا-انفیدا مشخص می شوند [ 23 ].

تا به امروز، منطقه مورد مطالعه با غلبه نهشته‌های کواترنر با خاک‌ها و آبرفت‌های اخیر که دشت انفیدا و دامنه‌های کوهستانی را اشغال کرده‌اند و همچنین نهشته‌های ماسه‌سنگ اولیگو-میو-پلیوسن مشخص می‌شد ( شکل 2 ).

به طور قابل توجهی، منطقه مورد مطالعه شامل بلوک انفیدا [ 7 ] [ 24 ] است که مربوط به یک منطقه چین خورده و گسله است. ساختارهای زمین شناسی انفیدا ارتباط نزدیکی با محور NS دارند [ 25 ]. بنابراین، این محور بخش ما را از غرب محدود می کند. به دلیل ناهمگونی سنگ بستر مربوط به بخیه عمیق است [ 25 ]. این محور یک منطقه پایدار در شرق را از یک منطقه ناپایدار دیگر در غرب جدا می کند [ 25 ]. این به دلیل کاهش چین‌های جهت اطلسی (NE-SW) است که با نزدیک شدن به منطقه حفوظ – قایروان در جنوب، به سمت NS تبدیل می‌شوند [ 25 ]. به سمت شرق این محور شمالی، دشت های شرقی در حال توسعه هستند که توسط رخنمون های Mio-plioquaternary [ 23 ].] [ 26 ] [ 27 ] [ 28 ] . به این ترتیب، پردازش و تفسیر پروفیل های لرزه ای نفت، پروفیل های لرزه ای، داده های گرانشی و

داده های سطحی به برخی از نویسندگان اجازه داده است [ 23 ] [ 24 ] [ 29 ] [ 30 ] [ 31 ] [ 32 ] [ 33 ] نشان دهند که در زیر سطح، منطقه بسیار شکسته است و حوضه های جدا شده مرتبط با راهروهای امتداد لغز است. توسعه یافته اند [ 34 ]. نصب راهروهای خطای ارثی، با پیروی از جهت‌های EW، NW-SE، NE-SW و NS، پر کردن حوضه را کنترل می‌کند [ 34 ]. سایر نویسندگان [ 24 ] [ 27 ] [ 35 ] [ 36 ] [ 37] به گسل EW نقش مهمی در شرق تونس داده اند. منطقه مورد مطالعه در سکوی شرقی قرار دارد که در طول دوره مزوزوئیک با فرونشست کندتر و فعالتر در دوره سنوزوئیک مشخص می شود. سبک تغییر شکل آن اساساً با بازی هورست‌ها و گرابن‌ها مشخص می‌شود که با چین‌هایی با شعاع انحنای بزرگ همراه است [ 38 ]. تغییر شکل‌های تکتونیکی شناسایی شده توسط داده‌های لرزه‌ای در عمق [ 23 ] [ 39 ] تنها بر نواحی باریک و درازی که در سه جهت اصلی قرار دارند تأثیر می‌گذارند: N45، N100-120 و N160-180. این مناطق، که در چندین زمان پیچیده زمین‌شناسی و زمین‌شناسی فعال هستند، مناطق وسیعی را با تغییر شکل کم یا بدون تغییر شکل محدود می‌کنند [ 38 ].] . تغییر شکل میوسن بسیار کمتر از سایر نقاط تونس است. در واقع، سکوی شرقی فقط تحت تأثیر چین‌های جهت N45 قرار می‌گیرد، که اغلب با گسل‌های معکوس همراه است و با گسل‌های سنسترال N90-110 و N160-180 مرتبط است [ 39 ]. اثبات تغییر شکل پلیو-کواترنری، رخنمون‌هایی در نواحی کوچک، اغلب در امتداد سازه‌های اطلس و در نتیجه حوادثی که توسط انعکاس لرزه‌ای تشخیص داده می‌شوند، شناخته می‌شوند [ 39 ]. این تغییر شکل با توالی تاقدیس‌های نامتقارن، با جناح‌های شمال غربی صاف، و با امتداد لغز سنسترال N90 و N160 نشان داده می‌شود، که همگی احتمالاً به دلیل حوادث از قبل موجود هستند [ 39 ]. با توجه به [ 30] در شرق دورتر حادثه زاغوان و دقیقاً 40 کیلومتر دورتر، جبهه جدید همپوشانی کوههای اطلس تونس قرار دارد. این یک تصادف NNE-SSW به شمال-جنوب است که Chrichira را در جنوب به Enfidha در شمال در طول بیش از 100 کیلومتر وصل می کند [ 30 ]] . از سوی دیگر، از سال 1922، یک بررسی لرزه‌شناسی از سال 1922 در کشور ایجاد شد و بعدها در سال‌های 1976 و 1985 توسط موسسه ملی هواشناسی تونس (NMI) توسعه یافت. لرزه خیزی رویدادهای مهم تونس از 6.8 ریشتر تجاوز نمی کند. در بخش ساحل تونس، دو زمین لرزه در (2006) در چندین شهر ساحلی شمال شرق احساس شد و چندین منطقه از جمله نابول، صواف، النادور، اسالوم، انفیضه، مناطق جنوبی شهر تونس و المنستیر را تحت تاثیر قرار داد. 2013)، بنابراین حضور تغییر شکل اخیر را نشان می دهد.

3. پیشینه و هدف مطالعه

زمینه این مطالعه اساساً بر اساس [ 40 ] کار قبلی است، بررسی تطبیقی ​​ایزوهیپس های نقشه توپوگرافی قدیمی Enfidha (n˚43، 1/50000، برداشته شده در 1892)، ورق های توپوگرافی جدید Enfidha NE را توسعه می دهد. n˚43-NE، 1/25000، منتشر شده در 1990) و بررسی های توپوگرافی کنترل سطح راه آهن در ورودی شهر. طبق یک رویکرد مرسوم و با توسل به داده‌های چند منبعی، این مقایسه به ما اجازه می‌دهد تا یادآور شویم که در دشت انفیدا، خطوط به وضوح به سمت بالا تغییر می‌کنند. این جابجایی بیانگر تجدید نظر نزولی در ارتفاعات معادل یک روند فرونشست است. این پدیده در مورد دشت انفیضه، در اطراف سبخت الکلبیا و بلد سعدیه (صفحه جبیبینا، شماره 48) آشکار است [ 40 ].

این مطالعه بر اجرای یک رویکرد روش‌شناختی ( شکل 3 ) مبتنی بر استفاده از داده‌های توپوگرافی دیجیتال (خطوط خطوط، شبکه هیدروگرافی) و تولید DEM در یک محیط GIS تمرکز دارد.

هدف از این تحلیل بررسی کمی تغییر شکل‌های اخیر در منطقه مورد مطالعه و در نتیجه درک چگونگی تأثیر فرونشست زمین در Enfidha است. بر این اساس، به نظر می رسد اعتبار سنجی حوادث زمین ساختی کنونی الیگوسن با مشاهدات میدانی و کنترل مورفولوژی خاک در مکان های خاص مورد مطالعه ضروری باشد. از دو نقشه توپوگرافی انفیدا استفاده شده است. نقشه توپوگرافی قدیمی Enfidha نوع 1922، ورق n˚43، مقیاس 1/50000، مطرح شده در سال 1893. دو صفحه Enfidha SE و SW (n˚43، 1/25000، منتشر شده در 1985)، بررسی های فتوگرامتری (1981) در سال 1984 تکمیل شد). داده های زمین شناسی استخراج شده از نقشه زمین شناسی 1/50000 (اداره ملی معادن) سال 1974 و داده های مشاهدات میدانی نیز در این مطالعه استفاده شده است.

4. رویکرد روش شناختی

رویکرد روش‌شناختی ما که توسط فلوچارت ارائه شده است ( شکل 3 )، عمدتاً مبتنی بر تولید باقیمانده (DEM) در یک محیط GIS است که پردازش اطلاعات مکانی و تخمین تغییرات ارتفاعی در دشت انفیدا را ممکن می‌سازد.

4.1. همگن سازی داده ها

4.1.1. اسکن نقشه های توپوگرافی و زمین شناسی

وضوح اسکن بر کیفیت دیجیتالی شدن پس از آن تأثیر می گذارد، به ویژه هنگام استفاده از اسناد در مقیاس بزرگ. جایی که مرزهای ساختمان‌ها، جاده‌ها و غیره را می‌توان «به اشتباه» بازتولید کرد. با این حال، استفاده از وضوح بسیار بالا همیشه ضروری نیست، زیرا غیرممکن است که از دقت سند اولیه فراتر رود، و علاوه بر این، اندازه سند اسکن شده بعداً با رایانه دشوارتر می شود. به طور کلی وضوح بین 250 نقطه در اینچ و 300 نقطه در اینچ کافی است.

اطلاعات توپوگرافی و زمین شناسی کاغذی ارائه شده توسط (دفتر توپوگرافی و کارتوگرافی و اداره ملی معدن)، با استفاده از یک اسکنر درام با وضوح بالا و فرمت بزرگ با وضوح نوری 300 dpi، مستقیماً روی فایل های TIFF رنگی RGB اسکن شد.

4.1.2. فرآیند ارجاع جغرافیایی

اولین گام در ژئو ارجاع یا تاب برداشتن، TIFF ایجاد یک پوشش منظم با مختصات گوشه دقیق بود. یک خط منظم یا شبکه شاخص از قبل موجود نیز می تواند به عنوان مرجع استفاده شود. فرآیند ارجاع جغرافیایی اجازه می دهد تا تصویر در یک سیستم مختصات دقیق نمایش داده شود و از مختصات نقشه برداری برای اختصاص یک مکان مکانی به ویژگی های نقشه استفاده شود. در نهایت، تمام عناصر یک لایه نقشه دارای موقعیت و وسعت جغرافیایی خاصی هستند که به آنها اجازه می دهد روی سطح زمین یا نزدیک آن قرار گیرند.

توپوگرافی دیجیتالی 1893 و 1985 و نقشه های زمین شناسی در محیط ArcMap با استفاده از شبکه کیلومتری سیستم مختصات لامبرت شمالی تونس ارجاع داده شدند. هنگامی که فرمول کلی (تبدیل چند جمله ای) محاسبه شده و به نقطه کنترل اعمال می شود، اندازه گیری خطا (خطای باقیمانده) برمی گردد. این خطا تفاوت بین موقعیت نهایی نقطه مبدا و موقعیت واقعی مشخص شده (نقطه مقصد) است. خطای کل با استفاده از ریشه میانگین مربعات خطا (RMSE) تمام باقیمانده ها محاسبه می شود. این مقدار همگنی تبدیل بین نقاط کنترل (پیوندها) مختلف را توصیف می کند.

4.1.3. فرآیند دیجیتال سازی

قبل از شروع دیجیتالی کردن، یک شکل فایل خالی برای هر لایه GIS توپوگرافی و زمین شناسی ایجاد شد. عملیات بعدی مربوط به دیجیتالی کردن خطوط خطوط از سه نقشه Enfidha، یکی از 1893 در 1/50000 و دو نقشه SW/SE در سال 1985 در 1/25000 تحت نرم افزار ArcGis است. به طور مشابه، نقشه زمین‌شناسی دیجیتالی می‌شود تا تشکیلات سنگ‌شناسی و مکان‌های سایت مشاهدات میدانی را که برای اعتبارسنجی نتایج به‌دست‌آمده با توجه به تغییرات ارتفاعی بین دو دوره 1893 و 1985 توسط باقیمانده (DEM) استفاده می‌شود، ارائه کند. برای انجام تبدیل از نرم افزار ESRI ArcGIS نسخه 10.2.2 و همچنین از فرمت های مختلف داده های برداری (پوشش های ArcInfo، فایل های شکل و پایگاه های جغرافیایی) و تصاویر شطرنجی (ArcGrid، TIFF) استفاده شد. در طول اتمام پروژه،

4.1.4. همگن سازی نقشه مقیاس

این عملیات مربوط به همگن سازی مقیاس با تنظیم دو نقشه توپوگرافی (SW، SE در مقیاس 1/25000) به مقیاس 1/50000 است. همانطور که مشخص است، نقشه 1/25,000 حاوی جزئیات بیشتری نسبت به نقشه 1/50,000 است، بنابراین منطقی تر است که از مقیاس 1/25,000 به 1/50,000 بدون از دست دادن اطلاعاتی که در غیر این صورت ممکن نیست، جایی که نمی توانید اضافه کنید، انتقال دهید. و جزئیات غیر موجود را به نقشه مقیاس 1/25000 ارائه دهید. در واقع، درمان اعمال شده بر اساس انتقال از فاصله 5 متری، نقشه توپوگرافی در مقیاس 1/25000، به 10 متر از نقشه توپوگرافی در مقیاس 1/50،000 است. این درمان بر اساس درخواست فضایی با انتخاب فاصله خط شمارش 10 متر و نه 5 متر از نقشه 1/25000 است. این فرآیند همان پیکربندی خطوط کانتور 1/50000 را ارائه می دهد.

4.2. پوشش و مقایسه خطوط دو نقشه توپوگرافی

پس از تکمیل دیجیتالی کردن خطوط کانتور ورق قدیمی 1893 و خطوط 1985 اخیر و همگن سازی مقیاس 1/50000، ما به طور سیستماتیک زمینه همه ورق ها را در این دو خط کانتور قرار داده ایم.

بررسی تطبیقی ​​حاکی از تغییر به خصوص در دشت انفیضه است. خطوط کانتور کاملاً موازی هستند و خطوط کانتور (10، 20، 30 و 40 متر) سال 1985 به سمت غرب حرکت می کنند ( شکل 4 ).

خطوط به وضوح در بالادست مشخص شده اند. این جابجایی بیانگر یک تجدید نظر نزولی در ارتفاعات معادل یک روند نزولی در زمین است.

نقاط تقاطع در نیمرخ توپوگرافی (AB) ( شکل 4 ) با خطوط دو نقشه بین دو دوره، فرونشست و تغییر خطوط خطوط 1985 به سمت غرب را نشان می دهد که می تواند به فاصله 2500 متر برسد.

4.3. تولید و اعتبار سنجی DEM

بر اساس مدل‌سازی نقشه‌کشی که شامل دنباله‌ای منظم از عملیات GIS ابتدایی بر روی نقشه‌هایی است که بر روی داده‌های خام و همچنین بر روی داده‌های مشتق شده کار می‌کنند، هدف تحریک یک فرآیند مدل‌سازی فضایی است [ 41 ].

در واقع، مدل‌های ارتفاعی دیجیتال اطلاعات پیکربندی زمین را در قالب پارامترهای مورفومتریک و توپوگرافی [ 13 ] [ 14 ] [ 16 ] [ 18 ] [ 42 ] [ 43 ] [ 44 ] ارائه می‌کنند که می‌تواند هم برای ژئومورفیک و هم برای زمین ساخت استفاده شود. اهداف، مانند مورد مطالعه تغییر شکل اخیر [ 15 ] [ 18 ] [ 20 ] [ 44 ] – [ 50 ]. DEM اطلاعات مستقیم و غیرمستقیم (به شکل پارامترهای مورفومتریک) را القا می کند [ 20 ] [ 45 ] [ 47 ] [ 51 ]در مورد رفتار نه تنها نقش برجسته و تغییرات آن، بلکه همچنین شبکه هیدروگرافی [ 18 ] [ 20 ] [ 45 ] [ 47 ].

4.3.1. عملکرد آمار خطا و ارزیابی دقت DEM

بنابراین، داده‌های به‌دست‌آمده از دیجیتالی کردن خطوط کانتور روی نقشه‌های توپوگرافی مختلف می‌تواند به یک پایگاه داده (محصول) تبدیل شود.

داده های توپوگرافی منطقه مورد مطالعه که در قالب برداری برای منطقه مورد مطالعه در دسترس است، از رقومی کردن نقشه توپوگرافی منطقه انفیدا در مقیاس 1:50000 با فاصله همسان سطح 10 متر و رقومی شدن نقشه در مقیاس توپوگرافی 1:25000 با فاصله سطحی 5 متر. برای تجزیه و تحلیل آنها، پس از همگن سازی مقیاس در 1/50000، این داده های برداری به شکل خطوط خطوط خطی تشکیل شده توسط 83 خط کانتور برای نقشه 1893 و توسط 98 خط کانتور برای نقشه 1985 به یک “نقطه مساوی” تبدیل می شوند. پایگاه داده 5 متری، متشکل از 44629 نقطه (برای نقشه توپوگرافی «نوع 1922» 1893) و 43250 نقطه (برای نقشه توپوگرافی 1985) با مقادیر ارتفاعی در قالب (xi, yi, zi) ( جدول 1 ).

تجزیه و تحلیل نتایج آماری ( شکل 5 ) توزیع های نسبتا متقارن (Sk> 0) را نشان می دهد که با یک کوه نگاری لپتوکورتیک [ 52 ]، حجم های اوروگرافی با توزیع یکنواخت و خطوط برآمدگی توسعه یافته با ماکزیمم های توپوگرافی بسیار برجسته همراه است. کشیدگی مثبت (Ks > 3) نشان می‌دهد که دم‌ها اجازه مشاهدات بیشتری را می‌دهند ( شکل 5 (a)). توزیع نامتقارن ( شکل 5 (b)) در سمت چپ (Sk> 0) و (Ks <3) با یک orography platykurtic [ 52 ] همراه است.

در این مرحله از پردازش، ما علاقه مند به ارزیابی دقت ارتفاع سنج DEM در قالب شطرنجی هستیم. ناهنجاری های ذاتی روش های درون یابی را می توان با اتخاذ بهترین درون یابی فضایی بهینه کرد. چندین روش آماری (وزن فاصله معکوس، حداقل انحنا، همسایه طبیعی، کریجینگ و غیره) را می توان برای ارزیابی دقت DEM استفاده کرد.

روش اعتبار سنجی خارجی (با داده های کنترلی)، که توسط [ 45 ] توضیح داده شده است، کیفیت پارامتر ذکر شده z را که مربوط به هر پارامتر محلی است که می تواند از DEM از n نقطه کنترل استخراج شود، ارزیابی می کند، با دانستن اینکه اولین پارامتر ارزیابی شده به طور کلی است. ارتفاع ارزیابی در نقطه i ذکر شده است zˆمنz^i. مقدار داده های کنترل در این نقطه zi ذکر شده است. متداول ترین معیار مورد استفاده، ریشه میانگین مربعات خطا است که RMSE [ 53 ] [ 54 ] [ 55 ] ذکر شده است. معادله RMSE را می توان به صورت (1) بیان کرد:

R MاسE=1n∑i = 1n(zˆi − zمن )2————√RMSE=1n∑i=1n(z^i−zi)2(1)

این اندازه گیری را می توان با خطای سیستماتیک (یا سوگیری) مشخص کرد. R MاسE2RMSE2، مربوط به خطای میانگین (حساب) من (خطای میانگین) را نشان داد و خطای تصادفی ذکر شد σσکه با انحراف معیار خطای [ 45 ] [ 53 ] [ 56 ] مطابقت دارد. سه متغیر با رابطه زیر (2) به هم مرتبط می شوند:

R MاسE2= متره2+σ2RMSE2=me2+σ2(2)

با میانگین خطاهای تعریف شده به صورت زیر (3):

m e =1n∑i = 1n(zˆi − zمن )me=1n∑i=1n(z^i−zi)(3)

طبق [ 57 ]، برای اعتبار سنجی داخلی (بدون داده های کنترلی)، انطباق DEM با فرم های زمین را می توان با تجسم پارامترهای به دست آمده از سطح کنترل کرد، زیرا آنها به دقت مقادیر ارتفاع و مصنوعات روش درونیابی حساس تر هستند. نسبت به سطح ارتفاعی [ 58 ] همچنین پیشنهاد می کند که نتیجه فیلتر DEM ها را تجسم کند (به عنوان مثال یک فیلتر لاپلاسی برای تشخیص خطوط اشیاء). کیفیت یک DEM اساساً به مجموعه ای از انتخاب های انجام شده در طول ساخت این DEM بستگی دارد. این انتخاب ها هم به داده های اساسی مورد استفاده برای به دست آوردن تمام نقاط مرجع و هم به قالب نهایی مربوط می شود [ 45 ] [ 59 ]] . در واقع، می توان آن را با توجه به تبارشناسی (داده های منبع، روش های اکتساب و ساخت)، بافت مورفولوژیکی (ویژگی های زمین) و همچنین به موقع بودن داده ها [ 45 ] [ 60 ] [ 61 ] تجزیه و تحلیل کرد. لازم است برای هر نظرسنجی به جای یک شبکه خاص، روی یک شبکه مشترک کار شود. همچنین مهم است که از درون یابی های یکسانی (مثلاً کریجینگ معمولی) برای مجموعه داده های توپوگرافی مختلف استفاده شود. DEM در فواصل 10 متری (73 سطر × 100 ستون) توسط یک «درون یاب دقیق» مانند کریجینگ معمولی ساخته شده است. این یک روش تصادفی (یا زمین آماری) محلی است که توسط [ 62 ] [ 63 ] توسعه یافته است.] با پایگاه داده های یکبار مصرف دو نقشه تاریخ. یکی باید تقریباً همان مقدار ریشه خطای میانگین مربعات (RMSE) ( جدول 1 و شکل 6 )، توزیع کم در دشت و توزیع زیاد در تپه ها ( شکل 7 ) داشته باشد.

نقشه میانگین خطاهای درونیابی ایجاد شده توسط محاسبه بر روی هر دو شطرنجی با معادله زیر:

میانگین خطاهای درون یابی =12(z( 1893 )+z( 1985 ))Mean Interpolation Errors=12(z(1893)+z(1985))

این نقشه ( شکل 8 ) خطاهایی را نشان می دهد که از 0 تا 1 متر در دشت و مقادیر بسیار بالایی که می تواند به 10 متر در فرم های زمین با انحراف استاندارد نسبتاً بالای 0.6 برسد ( جدول 2 ) را نشان می دهد.

4.3.2. DEM باقیمانده

ایده اصلی این مقاله این است که یک تفریق شطرنجی ساده بین دو DEM با تاریخ‌های مختلف و ردپای کاملاً یکسان انجام دهیم. نتیجه به‌دست‌آمده، تفاوت حسابی بین DEM سال 1893 و 1985 است. همانطور که در فلوچارت ( شکل 3 ) نشان داده شده است، DEM تولید شده در قالب “Raster” است، با داده‌های تصویرگرا که به صورت گروهی از پیکسل‌های مربعی در کنار هم ارائه می‌شوند. که به طور موثر پیکسل حسابی تفاوت پیکسل (GRID) را مشخص می کند.

این تفاوت GRID منعکس کننده استفاده ما از دو DEM “GRID” با تراز و اندازه سلول یکسان است که برای محاسبه دو مدل تولید شده در سال های 1893 و 1985 استفاده شده است. با این حال، تفاوت در DEM در قالب برداری خطاهای نسبتاً اغراق آمیزی را با تخمین بسیار تقریبی با تنظیم نشان می دهد. مختصات یکسان برای هر نقطه روی نقشه که در آن اختلاف حسابی به داشتن Z برای همان نقاط از یک همراه به دیگری بستگی دارد.

ما اختلاف ارتفاع را در یک شبکه محاسبه کرده ایم و یک درون یابی برای تولید DEM اعمال کرده ایم. مقایسه باقیمانده بین DEM امکان تجسم و تعیین کمیت تغییرات ارتفاع در کل بخش را فراهم می کند. این تغییرات شامل تغییرات شیب یا فرونشست محلی است [ 64 ].

بنابراین، DEM باقیمانده یک پایگاه داده مکانی-زمانی قابل استفاده برای چندین پدیده مورفولوژیکی به عنوان نمونه ای برای مطالعه مشکل تخریب ساحلی به عنوان یک کل [ 65 ] [ 66 ] [ 67 ] [ 68 ] را تشکیل می دهد.

آنها همچنین می توانند در محاسبه حجم رسوب استخراج شده (یا ته نشین شده) از بررسی های متوالی عمق سنجی [ 64 ] [ 67 ] [ 69 ] و در برآورد تغییرات ذخایر آب در حوضه [ 70 ] استفاده شوند.

5. نتایج و بحث

5.1. تجزیه و تحلیل تغییر شکل اخیر توسط باقیمانده (DEM)

5.1.1. DEM و مدل های مشتق شده

همانطور که قبلاً در مقدمه ذکر شد، این کار بر اساس تجزیه و تحلیل تغییر شکل‌های اخیر توسط مدل ارتفاع دیجیتال باقی‌مانده (DEM) است که پاسخ‌های مورفوساختاری را نشان می‌دهد.

از طریق تجزیه و تحلیل های فضایی ساده و پیچیده، روش ما شامل استخراج چندین پارامتر مورفومتریک از DEM به منظور مطالعه رفتار مورفوساختاری و تغییر شکل اخیر منطقه مورد بررسی است.

در این مطالعه دو سطح تحلیل فضایی انجام شد. اولی یک تحلیل فضایی پیچیده است که به ما امکان می دهد پارامترهای مورفومتریک مرتبه دوم و سوم را شناسایی کنیم: نمایه توپوگرافی، نمایه شیب و باقیمانده توپوگرافی (شکل های 9-11). همه این پارامترها به ما اجازه می‌دهند تا رفتار مورفوساختاری را تعیین کنیم و یک چارچوب ژئومورفولوژیکی برای توده‌های مورد مطالعه ایجاد کنیم.

دومی، یک تحلیل فضایی ساده است که شناسایی پارامترهای مورفومتریک مرتبه اول (نقشه شیب، نقشه برجسته، نماهای سه بعدی) را ممکن می سازد (شکل های 10-12).

5.1.2. توپوگرافی باقیمانده

توپوگرافی باقیمانده نیز سطح شبکه ای با اهمیت تحلیلی بالا است [ 15 ] [ 66 ] [ 68 ] [ 70 ]. با تفریق حسابی سطح اخیر (1985) از سطح قدیمی 1893 (نوع 1922) تولید می شود ( شکل 9 ).

از DEM، استخراج خودکار با توجه به بخش توپوگرافی انتخاب شده برای نشان دادن تغییرات ارتفاع در کل میدان و پیش بینی شده بر روی نقشه انجام می شود.

بررسی نقشه باقیمانده فواصل باقیمانده توپوگرافی بسیار بزرگ بین 1 تا 45 متر و بین 7- تا 35- متر را نشان می دهد که در کوه دامنه تپه ظاهر می شود ( شکل 9 ). نقشه باقیمانده ( شکل 9 ) فرونشست مطلق تخمینی 3 تا 7 متری را در دشت انفیدا نشان می دهد.

در نتیجه، با در نظر گرفتن یک جابه‌جایی 100 متری بین خطوط خطوط 1893 (نوع 1922) و خطوط 1985، می‌توان از ارتفاع تقریباً 20 متری به‌طور ناگهانی فرود آمد یا بالا رفت که در نمای توپوگرافی (AB) نشان داده شده است ( شکل 11 ) . .

بنابراین، با در نظر گرفتن انحراف 100 متری بین خطوط کانتور 1893 (نوع 1922) و خطوط 1985، می توان به طور ناگهانی نزدیک به 20 متر در ارتفاع فرود آمد یا بالا رفت همانطور که در مشخصات توپوگرافی (AB) نیز نشان داده شده است ( شکل 11 ).

در دشت، حاشیه خطر خطا تقریباً ناچیز است و جابه‌جایی چند متری اثر قابل‌توجهی بر باقیمانده نخواهد داشت همانطور که در مشخصات توپوگرافی (CD) نشان داده شده است ( شکل 11 ). ارتفاع بین 1 تا 2 متر برای جابجایی 100 متر متغیر است.

این غیرقابل انکار است که در نظر گرفتن حاشیه خطا در ارجاع جغرافیایی، دیجیتالی کردن و مدل‌سازی مدل دیجیتالی زمین (درون یابی) ( شکل 11 ) بسیار مهم است.

1) توزیع شیب و مورفومتری پروفیل های توپوگرافی

توزیع شیب

بسیاری از نویسندگان ثابت می کنند که کیفیت DEM به درجه اشتقاق پارامترهای ژئومورفولوژیکی بستگی دارد که در رابطه با سطح ارتفاع سنجی محاسبه می شود [ 71 ] [ 72 ] [ 73 ] [ 74 ] [ 75 ]. اگر پارامتر ارتفاع باشد یا اگر باشد

محاسبه شده توسط مشتقات اول [ 76 ] (شیب، جهت) یا مشتقات ثانویه (به عنوان مثال انحنا)، دقت به دست آمده متفاوت خواهد بود. به منظور توصیف بهتر ساختارهای مورفو بررسی شده، ما یک شبکه DEM با وضوح 10 متر تولید می کنیم. از اینها، ما نقشه های شیب، نقشه های امدادی، پروفیل های شیب و پروفیل های توپوگرافی تولید کردیم.

پس از آن، یک کنتراست دیجیتالی به نقشه شیب تولید شده به منظور برجسته کردن شیب شیب و روند آنها در زمین‌های زمین‌شناسی اعمال می‌شود. نقشه های محصولات نهایی نشان داده شده در شکل ها ( شکل 10 ، شکل 11 ) یک بعد 2.5 با توزیع شیب و ارتفاع از مقدار است.

پروفیل های توپوگرافی و شیب.

پروفیل های توپوگرافی و شیب به طور خودکار از دو DEM تولید می شوند.

ایده این است که تغییرات ارتفاعی یا شیب شیب را در امتداد یک رد توپوگرافی از طریق DEM استخراج کنیم. مقایسه بین پروفیل (AB) (1893) و (AB) (1985) فرونشست دشت انفیدا را نشان می دهد که حدود 2 تا 3 متر ارتفاع دارد ( شکل 11 ).

نقشه ها و پروفیل های توپوگرافی دو بخش جغرافیایی را با تضاد مورفولوژیکی بسیار واضح نشان می دهد. در یک طرف رشته کوه ها و در طرف دیگر فلات ها و دشت های بسیار بریده وجود دارد (شکل های 10-12).

رشته کوه ها نشان دهنده توسعه توپوگرافی تا ارتفاع 170 متری (مورد کوه مدهکر) است ( شکل 11 ).

دره های “V” شکل در نیمرخ های توپوگرافی بسیار قابل توجه هستند و برش قوی و توسعه رودخانه های درهم تنیده بسیار تخریب شده را نشان می دهند که به موازات یکدیگر چیده شده اند و اغلب به قله های کوه ها و تپه ها کاهش می یابند. پایین ترین آنها در ارتفاع بین 50 تا 60 متری قرار دارند که در پایین کوه مدهکر دیده می شود.

2) نمای سینوپتیک مدل های سه بعدی

نمای سینوپتیک مدل‌های سه‌بعدی این منطقه مورد مطالعه، توالی چین‌های هندسی متفاوت را نشان می‌دهد: ال اوگلا، گارسی، مدهکر و کوه‌های فاضلون در جنوب و دشت وسیع انفیدا ( شکل 12 ). مقایسه بین دو مدل (الف) و (ب) به خوبی نشان‌دهنده فرونشست است که در کوه فاضوم، در دشت انفیضه و در شرق کوه‌های گارسی و ال اوگلا (که با دایره‌های قرمز نشان داده می‌شود) بسیار مشهود است. ).

5.2. تاثیر تغییر شکل اخیر بر سیستم رودخانه

5.2.1. تأثیر سنگ شناسی بر رفتار شبکه هیدروگرافی

در کار [ 77 ]، نشان داده شده است که پیکربندی شبکه هیدروگرافی از تعامل همزمان عوامل متعدد و پیچیده ناشی می شود. اگر آب ذاتاً تراکم ناپذیر باشد و در کوتاه ترین مسیر از بلندترین نقطه (قله، خط الراس…) به پایین ترین نقطه (دریا، دریاچه، رودخانه…) جریان داشته باشد، موانعی که مسیر آن را تغییر می دهند. علل زمین شناسی، تکتونیکی، اقلیمی (دیرین اقلیم)، پوشش گیاهی و فعالیت انسانی است. آنها نقش مهمی در تکامل مسیرهای جریان رودخانه ها دارند [ 77 ]. به نظر می رسد که بافت ژئومورفولوژیکی یک منطقه معین با مورفولوژی شبکه های هیدروگرافی [ 78 ] [ 79 ] همبستگی دارد.] که درک مسیر این شبکه ها را ممکن می سازد و بنابراین می تواند اطلاعاتی در رابطه با ژئومورفولوژی مناطق مرتبط ارائه دهد. تجزیه و تحلیل ( شکل 13 ) این واقعیت را آشکار می کند که در رخساره های سنگ شناسی یکسان (کواترنر)، شبکه های هیدروگرافی با اشکال مختلف ایجاد شده است. به همین دلیل، علل اصلاح طرح شبکه هیدروگرافی از نظم زمین شناسی (سنگ شناسی) خالص نیستند، بلکه به زمین ساخت فعال نیز مربوط می شوند.

5.2.2. طبقه بندی جغرافیایی شبکه هیدروگرافی

هندسه شبکه هیدروگرافی دو دسته از گسل ها را برجسته می کند.

· شواهد گسل های شرق و شمال باختری- جنوب شرقی: منطقه مورد مطالعه توسط یک شبکه اصلی هیدروگرافی با جهت شمال غربی- جنوب غربی مشخص شده است. همچنین توجه می کنیم که این رودخانه ها به سمت ناحیه اندورئیک انفیدا جریان دارند. این یک جریان از NNW به SSE را ثابت می کند. آثار این رودخانه ها هنوز هم خمیدگی های تقعری به سمت غرب و تحدب را به سمت شرق نشان می دهد ( شکل 13 ).

در کل منطقه مورد مطالعه، هندسه آرنج در جهت شرق قرار دارد. این به نفع وجود یک گسل جهت EW با امتداد لغز راستین استدلال می کند.

· شواهد گسل های EW و NS: شبکه هیدروگرافی حوزه آبخیز ساحل سبزخاص ناودان های ناودیس و گسل های شرق-غرب و شمال-جنوب را به خوبی تنظیم می کند ( شکل 13 ). انحراف جریان قائم الزاویه در گوشه های تداخل دو شبکه تصادف رخ می دهد [ 28 ].

6. اعتبار سنجی میدانی

نتایج به‌دست‌آمده از تجزیه و تحلیل DEM باقی‌مانده و شبکه هیدروگرافی، وجود فرونشست در دشت انفیدا را بین 3 تا 7 متر (50± سانتی‌متر) تأیید می‌کند. در جریان این تجزیه و تحلیل، ما یک کار میدانی در منطقه انفیدا برای مشاهده شواهد تغییر شکل اخیر انجام داده ایم. این با حضور تکتونیک های رله اخیر نشان داده شده است که به ویژه با مورفولوژی خطوط کانتور مشخص شده است ( شکل 4 ). ما دو مکان مشاهده بسیار جالب را انتخاب کرده‌ایم که بین نقش برجسته و نهشته کواترنر دشت انفیدا قرار دارند ( شکل 14 ).

منطقه جگرنیا در شمال و در 6 کیلومتری شهر انفیضه واقع شده است ( شکل 14 ).

در اولین سایت مشاهده، تجزیه و تحلیل رخنمون Mio-Pliocene تشکیل شده توسط کنگلومراها، ماسه سنگ ها و رس انجام شده است. تجزیه و تحلیل وجود دو شبکه خطای ترکیبی را در هر دو جهت شناسایی می کند: NE-SW و NW-SE ( شکل 15 و شکل 16 ) و همچنین مجموعه ای از یک خطای N120 که افست راستگرد را با یک مجموعه عادی نشان می دهد. این افست را می توان 25 سانتی متر تخمین زد. فرونشست رفتار SE در درختان زیتون توسط گسل دیگری در جهت N45 (NE-SW) کنترل می شود ( شکل 15 ). شدت شکست به وضوح رژیم جهت NE-SW و NW-SE را نشان می دهد ( شکل 16 ).

در سایت مشاهده دوم، تجزیه و تحلیل زمین ساختی وجود یک شبکه گسل جهانی را نشان می دهد ( شکل 17 )، با جهت نرمال سینیسترال N120 و N135. شبکه گسل جهانی یک رسوب متحرک را کج می کند و با آبرفت های سنگی پر می شود. رخنمون ماسه سنگ Lumachelle میوسن پایین نشان دهنده وجود یک گسل عادی با جهت N45 و گسل دیگر با جهت N145 است که بر خرابه های رومی تأثیر می گذارد ( شکل 17 و شکل 18 ).

شدت شکستگی به وضوح رژیم جهت NE-SW و NW-SE را نشان می دهد ( شکل 18 ).

کار قبلی [ 30 ] وجود یک گسل زیرسطحی را نشان می‌دهد که مستقیماً در منطقه مورد مطالعه گسترش می‌یابد. از سوی دیگر، پیرو مشاهدات ما و با توجه به شاخص زمین ساختی یافت شده، وجود گسل های رله بر نهشته های میوسن و حتی نهشته های کواترنر تأثیر می گذارد، بنابراین تاریخ نسبی این گسل ها میوسن-کواترنری است که نشان دهنده یک تکتونیک فعال است. در شمال انفیضه، هنچیر جگرنیا وجود دارد. اوپنا باستانی است، جایی که ویرانه های یک قلعه مهم و یک کلیسا در آن قرار دارد، موزاییکی وجود دارد که بر روی آن سنگ نگاره هایی از اسقف های مختلف و شهدا یافت می شود. خرابه های رومی تحت تأثیر گسل های راستگرد (N142-155) قرار دارند که جابجایی جانبی چند سانتی متری را در حمام و موزاییک ها نشان می دهد ( شکل 19).(د)). تانسور محاسبه‌شده برای گسل‌های جزئی یک رژیم امتداد لغز را نشان می‌دهد که با σ1 = N017 و σ3 = N085 [ 80 ] مشخص می‌شود.

7. نتیجه گیری

هدف روش پیشنهادی ما تعیین کمیت تغییرات ارتفاع با بازیابی دو DEM از دو نقشه توپوگرافی، تولید شده در دو دوره مختلف، در سال‌های 1893 و 1985 است. یک شبکه هیدروگرافی، که یک مطالعه مورفولوژیکی تکمیلی است، نیز برای آشکار کردن پاسخ‌های مورفوساختاری در نظر گرفته می‌شود. شاخص های تغییر شکل اخیر در مورد منطقه انفیدا.

این مطالعه اساساً مبتنی بر تجزیه و تحلیل داده‌های توپوگرافی رقومی و هیدروگرافی با استخراج خودکار و نیمه خودکار اختلاف ارتفاع از باقیمانده (DEM) است.

نتیجه به دست آمده وجود فرونشست در دشت انفیضه از چند متری بین 1 تا 3 متر در یک دوره 100 ساله را تایید می کند. از طرفی در ارزیابی تغییرات ارتفاع به ویژه در نقش برجسته باید دقت کرد. یک خطای ارجاع جغرافیایی یا دیجیتالی کردن، یا حتی جابجایی خطوط کانتور دیجیتالی شده تا حدود ده متر می تواند باعث فرونشست نادرست چندین متر شود.

مشاهدات میدانی انجام شده در حضور جهت‌ها (N120، N135، N160) نیز با کارهای گرانشی، لرزه‌ای و زمین ساختی قبلی مطابقت دارد و وجود حوادث زیرزمینی را نشان داده است که تا به امروز فعال مانده‌اند.

نتیجه می گیریم که تجزیه و تحلیل تغییر شکل های اخیر توسط GIS قابل توجه و امیدوارکننده است. با این حال، نتایج را می توان با راه اندازی یک شبکه نظارت GPS که امکان اندازه گیری مستقیم تغییر شکل اخیر را فراهم می کند، بهبود بخشید.

منابع

[ 1 ]	Jauzein, A. (1967) Contributionà l’étude géologique des confins de la dorsale Tunisienne (Tunisie Septentriionale). جمهوری تونس، دبیرخانه طرح و اقتصاد ملی، تونس.
[ 2 ]	Ben Ayed, N. (1986) Evolution tectonique de l’avant-pays de la chaine alpine de Tunisie du début du Mésozoique à l’Actuel This de doctorat en géologie, Universit Paris Sud-Paris XI, 327.
[ 3 ]	Tlig, S., Erraioui, L., Ben Aissa, L. and Aluoani Ret, AM (1991) Tectogenèses alpine et atlasique: Deux événements distincts dans l’histoire géologique de la Tunisie. Corrélation avec les événements clés en Méditerranée. Comptes Rendus de l’Académie de Sciences، 295-301.
[ 4 ]	Boukadi, N. and Bedir, M. (1996) تغییر شکل چرخش متوقف و متمرکز متمرکز. Exemple de l’Atlas Tunisien et du bloc pélagien. Revu Tunisienne de l’énergie، 2233.
[ 5 ]	بن چلبی، م.، کامل، س.، حراب، س.، رباعی، ن.، ملکی، ف.، مقراوی، م.، و همکاران. (2013) شواهد تکتون و رسوبی در اطلس تونس، Bou Arada Trough: بینش هایی برای تکامل ژئودینامیکی و همگرایی صفحه آفریقا-اوراسیا. مجله انجمن زمین شناسی، 170، 435-449. https://doi.org/10.1144/jgs2012-095
[ 6 ]	Dlala, M. (1995) Evolution géodynamique et tectonique superposées en Tunisie: implication sur lévolution géodynamique récente et la sismicité. Thèse Es Science Géologique، دانشگاه تونس، تونس، 389.
[ 7 ]	Chihi, L. (1995) Les fossés néogènes à quaternaires de la Tunisie et de la mer pélagienne: leur étude structurale et leur signification dans le cadregéodynamique de la Méditerranée Centrale. These Doctorat en Sciences, Facult des Sciences de Tunis, Universit Tunis II, Tunis, 566.
[ 8 ]	Biju-Duval, B., Dercourt, J. and Le Pichon, X. (1977) From the Tethys Ocean to the Mediterranean Seas: A Plate Tectonic Model of the Evolution of the Western Alpine System. Histoire structurale des bassins méditerranéens، 143-164.
[ 9 ]	Dercourt، J.، Zonenshain، LP، Ricou، LE، Kazmin، VG، Le Pichon، X.، Knipper، AL، و همکاران. (1985) Presentation de 9 cartes paleogeographiques au 1/20000000000eme s’etendant de l’Atlantique au Pamir pour la periode du Lias a l’Actuel. Bulletin de la Socit Gologique de France, I, 637.
[ 10 ]	Pazzaglia، FJ (1989) عوامل تکتونیکی و اقلیمی در تکامل لندفرم‌های رسوبی کواترنر در امتداد گسل گسل‌های گسله-جلو، کوه‌های Sangre de Cristo، شمال مرکزی نیومکزیکو. دانشگاه نیومکزیکو، آلبوکرکی، نیومکزیکو، 246.
[ 11 ]	Rabia, MC (1998) System d’information Géoscientifique et Télédétection multicapteurs: Application à une étude multi-themes de la Jeffara orientale. Thèse de Doctorat d’tat en Sciences, This de Doctorat en Géologie, Faculté des Sciences de Tunis, Université Tunis El Manar, Tunis, 320.
[ 12 ]	Delcaillau, B. (2004) Reliefs et tectonique récente, Nouveau Précis de Géomorphologie. وویبرت، پاریس، 264.
[ 13 ]	Grohmann, CH (2004) تجزیه و تحلیل مورفومتریک در سیستم های اطلاعات جغرافیایی: کاربردهای نرم افزار آزاد GRASS و R. Computers & Geosciences, 30, 1055-1067. https://doi.org/10.1016/j.cageo.2004.08.002
[ 14 ]	پیترز، جی و ون بالن، RT (2007) ژئومورفولوژی تکتونیکی گرابن راین بالایی شمالی، آلمان. تغییرات جهانی و سیاره ای، 58، 310-334. https://doi.org/10.1016/j.gloplacha.2006.11.041
[ 15 ]	Rebai, N., Slama, T. and Turki, MM (2007) ارزیابی روشهای مختلف درونیابی فضایی برای تولید MNT و Partr de données topographiques dans un SIG. XYZ، 110، 19-28.
[ 16 ]	Van Westen، CJ، Castellanos، E. and Kuriakose، SL (2008) داده های فضایی برای ارزیابی حساسیت زمین لغزش، خطر، و آسیب پذیری: یک مرور کلی. زمین شناسی مهندسی، 102، 112-131. https://doi.org/10.1016/j.engeo.2008.03.010
[ 17 ]	Slama, T. (2008) Conception Orienté Objet Dun SIG pour lanaly pak morphostructurale et morpho-néotectonique (tectonique active) de la partie Nord-est de la zone des diapirs, Tunisie Septentriionale, Methode Numérique and applications. این دکترا در زمین شناسی، دانشگاه تونس ال منار، تونس، 476.
[ 18 ]	Nigel, R. and Rughoopoth, SD (2010) نقشه برداری خطر فرسایش خاک با مجموعه داده های جدید: شناسایی بهبود یافته و اولویت بندی مناطق با خطر فرسایش بالا. کاتنا، 82، 191-205. https://doi.org/10.1016/j.catena.2010.06.005
[ 19 ]	Ben Hassen، M. (2012) تجزیه و تحلیل تغییر شکل اخیر در اطلس مریدیونال د لا تونس در رادار ژئومورفومتری و رادار Interférométrie (DInSAR). این دکترا در زمین شناسی، پاریس است، 345.
[ 20 ]	Achour, H. (2013) Du control de la qualité du MNT à l’Analyse morphotectonique: Approches croisées SIG et Statistique. (روشهای عددی و کاربردها). این دکترا در Génie de l’environnement et de l’aménagement. دانشگاه اسفاکس Ecole Nationale d’Ingénieurs de Sfax, 273.
[ 21 ]	Ouerghi, S. (2014) Intégration des données multisources (Géologiques, sismologiques, géophysiques et géomorphomètrique) و SIG. این دکترا در زمین شناسی، دانشکده علوم تونس، دانشگاه تونس ال منار دوم، تونس، 300.
[ 22 ]	Vernet, J. (1981) Esquisses paléogéographiques de la Tunisie Durant lOligocène et le Miocène inférieur. Actes du Premier Congrès National des Sciences de la Terre, Tunis, 231-244.
[ 23 ]	هالر، پی (1983) ساختار عمیق دو ساحل تونس. تفسیر géodynamique. These de Doctorat de 3ème cycle, Université de Franche-Comté, Besancon, France, 162.
[ 24 ]	Bédir, M. (1995) Mècanismes gèodynamiques des bassins associès au couloir de coulissements de la marge atlasique de la tunisie: لرزه چینه نگاری، لرزه تکتونیک و مفاهیم نفتی. این دکترا در زمین شناسی، دانشکده علوم تونس، دانشگاه تونس ال منار دوم، تونس، 416.
[ 25 ]	Burollet, PF (1956) Signification géologique de l’axe Nord-Sud. Actes du 1er Congrès Nat. Sci Terre Tunisie. 315-319.
[ 26 ]	Burollet, PF (1981) Signification géologique de l’Axe Nord-Sud. 1er Cong. نات. Sc. تره، تونس
[ 27 ]	Bédir, M. (1988) Géodynamique des bassins sédimentaires du Sahel de Mahdia (Tunisie orientale) de l’Aptien à l’actuel. Sismostratigraphie، Sismotectonique et Structurale. اثرات نفتی، هیدرولوژیکی و سیسمیک ها. دوره دکتری 3ème, Faculté des Sciences de Tunis, Université de Tunis El Manar II, Tunis.
[ 28 ]	آماری، A. و بدیر، M. (1989) Les bassins quaternaires du Sahel central de la Tunisie, genèse et évolution des sebkhas en contexte décrochant compresif et distensif. RevGéodyn، 4، 49-65.
[ 29 ]	Boukadi, N. (1994) Structuration de l’Atlas de Tunisie: signification géométrique et cinématique des net des zones d’ interférences structurales au contact des grands couloirs tectoniques. دوره دکتری 3ème, Faculté des Sciences de Tunis, Université de Tunis El Manar II, Tunis.
[ 30 ]	Khomsi, S., B_edir, M., Ben Jemia, MG and Zouari, H. (2004) Mise en évidence d’un nouveau front de cevauchement dans l’Atlas tunisien oriental de Tunisie par sismique réflexion. Contexte structural regional et rle du Trias salifère. Comptes Rendus Geoscience، 336، 1401-1408. https://doi.org/10.1016/j.crte.2004.06.007
[ 31 ]	Gabtni, H. (2005) Apport de la gravimétrie à l’étude des structures profondes du Sahel de Tunisie (cas de la region de Kairouan-Sousse-Monastir). Comptes Rendus Geoscience، 337، 1409-1414. https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.007
[ 32 ]	حاج ساسی، ام.، زواری، ح و جالولی، سی. Comptes Rendus Geoscience, 338, 751-756. https://doi.org/10.1016/j.crte.2006.07.005
[ 33 ]	Ghribi, R. and Bouaziz, S. (2010) تکامل نئوتکتونیکی سکوی شرقی تونس از بازسازی فشارهای دیرینه. مجله هیدروکربن ها، معادن و تحقیقات محیطی، 1، 14-25.
[ 34 ]	Hezzi, I. (2014) Caractérisation Géophysique de la plateforme de Sahel, Tunisie Nord orientale et ses conéquences géodynamiques. These de Doctorat de 3ème cycle, Faculté des Sciences de Tunis, Université de Tunis El Manar II, Tunis, 315.
[ 35 ]	Kamoun, Y. (1981) Néotectonique dans la région de Monastir-Mahdia (Tunisie orientale). These de Doctorat 3ème cycle, Université Paris-Sud, Orsay, France, 175.
[ 36 ]	دلتیل، ج.، زواری، اچ، چیخائویی، م.، کروزوت، جی.، اوالی، ج.، ترکی، MM، و همکاران. (1991) رابطه بین téthysienne et mésogéenne en Tunisie. Bulletin de la Société Géologique de France, 162, 1173-1181.
[ 37 ]	Kamoun, Y. (2001) Un témoin de l’importante lunette d’El Kelbia: Draa Lakhmès-Ech Chraf (Tunisie orientale). Notes du Service Géologique de Tunisie, 67, 107-119.
[ 38 ]	Zargouni, F. and Abbes, C. (2010) La zonetion structurale de la Tunisie. مرکز علوم د لا تره INRST، برج سدریا، 63-69.
[ 39 ]	Bedir, M. and Zargouni, F. (1986) ساختار پس از میوسن بانکهای رسوبی مهدیه ساحل: تحلیل هندسی و سینماتیکی داده های زیرسطحی. مجله علوم زمین، 4، 55-69.
[ 40 ]	Karray, MR (2006) جنبش‌های خاک در منطقه داخلی خلیج حمامت (تونس). مجله جغرافیای تونس، 12، 75-104.
[ 41 ]	Chakhar, S. (2006) Cartographie décisionnelle multicritére: formalization et Implementation informatique. These de Doctorat, Universite Paris Dophine-Paris IX, 301.
[ 42 ]	Miller, CL and Laamme, RA (1958) The Digital Terrain Model-: Theory & Application. آزمایشگاه فتوگرامتری MIT، کمبریج، MA، 20.
[ 43 ]	Theobald, D. and Goodchild, M. (1990) مصنوعات مدلسازی جریان سطحی مبتنی بر TIN. مجموعه مقالات GIS/LIS, 90, 955-964.
[ 44 ]	Siddiqui, S., Castaldini, D. and Soldati, M. (2017) تجزیه و تحلیل شبکه زهکشی مبتنی بر DEM با استفاده از شاخص‌های شیب‌دار و هک SL برای شناسایی مناطق ارتقای افتراقی در آپنین امیلیا-رومانیا، شمال ایتالیا. مجله عربی علوم زمین، 10، 3. https://doi.org/10.1007/s12517-016-2795-x
[ 45 ]	Charleux-demargne, J. (2001) Qualité des Modèles Numériques de Terrain pour l’HydrologieApplication à la Caractérisation du Régime de Crues des Bassins Versants. These preparée au sein de l’Unité Mixte de Recherche Structures et Systèmes Spatiaux, Cemagref-Engref, Montpellier.
[ 46 ]	Zhou, Q., Lees, B. and Tang, G. (2008) پیشرفت در تجزیه و تحلیل زمین دیجیتال. در: یادداشت های سخنرانی در اطلاعات جغرافیایی و نقشه برداری، اسپرینگر، نیویورک، 472. https://doi.org/10.1007/978-3-540-77800-4
[ 47 ]	Ben Hassen، M.، De_ontaines، B. و Turki، MM (2014) فعالیت تکتونیکی اخیر گسل گفسا از طریق تجزیه و تحلیل مورفومتریک: اطلس جنوبی تونس. بین المللی کواترنر، 338، 99-112. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2014.05.009
[ 48 ]	Sarp, G. and Duzgun, S. (2015) ارزیابی مورفومتریک حوضه زغال سنگ افسین-البستان با استفاده از تخمین تراکم هسته و آمار Getis-Ord’s مشتق شده از DEM، SE ترکیه. مجله علوم زمین آسیایی، 111، 819-826. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.07.022
[ 49 ]	Chaieb, A., Rebai, N., Ghanmi, MA, Moussi, A. and Bouaziz, S. (2017) تحلیل فضایی پروفیل های طولی رودخانه تا نقشه نگاری فعالیت تکتونیکی در دشت کاسرین تونس. Geographia Technica، 12، 30-40. https://doi.org/10.21163/GT_2017.122.04
[ 50 ]	Moussi, A., Rebai, N., Chaieb, A. and Saadi, A. (2018) تجزیه و تحلیل مبتنی بر GIS شاخص طول جریان- گرادیان برای ارزیابی اثرات تکتونیک فعال: مطالعه موردی انفیدا (شمال شرقی از تونس). مجله عربی علوم زمین، 11، 123. https://doi.org/10.1007/s12517-018-3466-x
[ 51 ]	Duclos, PA (2012) Impacts morpho-sédimentaires de l’extraction de granulats marins-application au bassin oriental de la manche. These de doctorat, Université de Rouen, France, 272.
[ 52 ]	Doty، LA (1996) کنترل فرآیند آماری. Industrial Press Inc.، نیویورک، 379.
[ 53 ]	Li, Z. (1988) در مورد اندازه گیری دقت مدل زمین دیجیتال. رکورد فتوگرامتری، 12، 873-877. https://doi.org/10.1111/j.1477-9730.1988.tb00636.x
[ 54 ]	Shearer, J. (1990) دقت مدل های دیجیتالی زمین. مدلسازی زمین در نقشه برداری و مهندسی. خدمات انتشارات ویتلز، کیثنس، 315-336.
[ 55 ]	هانتر، جی جی و گودچایلد، MF (1997) مدلسازی عدم قطعیت برآوردهای شیب و جنبه به دست آمده از پایگاه داده های فضایی. تحلیل جغرافیایی، 29، 35-49. https://doi.org/10.1111/j.1538-4632.1997.tb00944.x
[ 56 ]	فیشر، PF (1998) مدلسازی خطای ارتفاع با زمین آمار. GeoInformatica، 2، 215-233. https://doi.org/10.1023/A:1009717704255
[ 57 ]	Ostman, A. (1987) کنترل کیفیت مدل های ارتفاعی دیجیتال نمونه برداری شده از نظر فتوگرامتری. رکورد فتوگرامتری، 12، 333-341. https://doi.org/10.1111/j.1477-9730.1987.tb00579.x
[ 58 ]	Wood, J. (1996) خصوصیات ژئومورفولوژیکی مدل های ارتفاعی دیجیتال. Ph.D. پایان نامه، دانشگاه لستر، لستر، 466.
[ 59 ]	Kholladi, MK (1999) Modèle Numérique de Terrain par la Triangulation de Delaunay avec Contraintes. در: Sminaire International sur les SIGs du conseil National de l’Information gographique (CNIG’1999)، 18.
[ 60 ]	فیشر، پی‌اف و تیت، نیوجرسی (2006) علل و پیامدهای خطا در مدل‌های ارتفاعی دیجیتال. پیشرفت در جغرافیای فیزیکی، 30، 467-489. https://doi.org/10.1191/0309133306pp492ra
[ 61 ]	وکسلر، SP و کرول، CN (2006) کمی کردن عدم قطعیت DEM و اثر آن بر پارامترهای توپوگرافی. مهندسی فتوگرامتری و سنجش از دور، 72، 1081-1090. https://doi.org/10.14358/PERS.72.9.1081
[ 62 ]	Matheron, G. (1963) اصول زمین آمار. زمین شناسی اقتصادی، 58، 1246-1266. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.58.8.1246
[ 63 ]	Matheron, G. (1970) La Théorie des variables régionalisées, et ses applications. Les cahiers du center de morphologie mathématique de Fontainebleau, Ecole Nationale Supérieure des Mines. Cahiers du Centre de Morphologie Mathématique de Fontainebleau, 5. Ecole Nationale Supérieure des Mines de Paris, Paris, 1-212.
[ 64 ]	De Chambure, L. (2011) Calcul de volumes sédimentaires extraits (ou déposés) à partir de levés bathymétriques successifs. Livre Pilier Unité Géosciences Marines Ifremer، 14.
[ 65 ]	Gvirtzman, Z. and Nur, A. (2001) توپوگرافی باقیمانده، ساختار لیتوسفر و صفحات غرق شده در مدیترانه مرکزی. نامه های علوم زمین و سیاره، 187، 117-130. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(01)00272-2
[ 66 ]	Levacher, D. and Maron, P. (2002) VIIèmes Journées Nationales Génie Cotier-Génie Civil Anglet 2002. Paralia, Pieria.
[ 67 ]	کراسبی، ا. و مک کنزی، دی (2009) تجزیه و تحلیل عمق اقیانوس جوان، گرانش و توپوگرافی باقیمانده جهانی. ژئوفیزیک مجله بین المللی، 178، 1198-1219. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2009.04224.x
[ 68 ]	Yahyaoui, Z. and Rebai, N. (2014) étude de lévolution morphosédimentaire à court et moyen terme du system dune/plage de Korba (fa cade orientale du Cap Bon, Tunisie). Revue internationale de géomatique, 24, 471-500.
[ 69 ]	Winterbourne, J., White, N. and Crosby, A. (2014) اندازه گیری های دقیق توپوگرافی باقیمانده از قلمرو اقیانوسی. تکتونیک، 33، 982-1015. https://doi.org/10.1002/2013TC003372
[ 70 ]	Thibaud, G., Gilbert, F., Jacques, H., Guillaume, F., Bernard, CLBE (2011) valuation de l’érosion du site de Wankama (Niger) par comparaison of different MNT. Revue XYZ, 129, 17-24.
[ 71 ]	Puech, C. (1993) Determination des états de surface par télédétection pour caractériser les écoulements des petits bassins versants: Application à des bassins en zone méditerranéenne et en zone tropicale sèche. دانشگاه گرنوبل آلپ، فرانسه، 202.
[ 72 ]	Wood, J. and Fisher, P. (1993) ارزیابی دقت درونیابی در مدل های ارتفاعی. IEEE Transactions on Computer Graphics and Applications, 13, 48-56. https://doi.org/10.1109/38.204967
[ 73 ]	Lagacherie, P., Moussa, R., Cormary, D. and Molenat, J. (1996) اثرات منبع داده DEM و الگوی نمونه بر روی پارامترهای توپوگرافی و بر روی یک مدل هیدرولوژیکی مبتنی بر توپوگرافی. کاربرد سیستم های اطلاعات جغرافیایی در هیدرولوژی و مدیریت منابع آب، 235، 191-200.
[ 74 ]	Florinsky، IV (1998) دقت متغیرهای توپوگرافی محلی مشتق شده از مدل های رقومی ارتفاع. مجله بین المللی علم اطلاعات جغرافیایی، 12، 47-61. https://doi.org/10.1080/136588198242003
[ 75 ]	وایز، SM (1998) تأثیر خطاهای درونیابی GIS بر استفاده از مدل های رقومی ارتفاع در ژئومورفولوژی. در: Lane, SN, Richards, KS and Chandler, JH, Eds., Landform Monitoring, Modeling and Analysis, Wiley, New York, 139-164.
[ 76 ]	Achour, H., Rebai, N., Driessche, J. and Bouaziz, S. (2012) مدلسازی عدم قطعیت شبکه های جریان مشتق شده از داده های ارتفاعی با استفاده از دو نرم افزار رایگان: R و SAGA. مجله نظام اطلاعات جغرافیایی، 4، 153-160. https://doi.org/10.4236/jgis.2012.42020
[ 77 ]	Le Pape، S. (1998) تجزیه و تحلیل و کمیت دو réseau hydrographique، le réseau hydrographique comme objet vectoriel (Mémoire). école superieure des géomètres et topographes, Le Mans, France, 66.
[ 78 ]	Riazanoff, S. (1989) استخراج و تجزیه و تحلیل automatiques de reseaux a partir de modeles numeriques de terrain. مشارکت در تجزیه و تحلیل تصویر از راه دور. این دکترا، اقیانوس، اسپیس، پاریس، 41.
[ 79 ]	Deffontaines, B. (1990) توسعه روش‌شناسی مورفونوتکتونیکی و ساختاری شکل‌پذیر، تجزیه و تحلیل پاکت‌های سطوح از روش هیدروگرافیک و MNT. این دکترا، دانشگاه پاریس، پاریس، 229.
[ 80 ]	بهرونی، ن.، بوعزیز، س.، سومیا، ع.، بن عید، ن.، عطافی، ک.، حولا، ی.، و همکاران. (2014) بررسی نو زمین ساختی و لرزه زمین ساختی مناطق فعال لرزه ای در تونس: یک رویکرد چند رشته ای. مجله زلزله شناسی، 18، 235-256. https://doi.org/10.1007/s10950-013-9395-y