… von Sandiford (2003 b ) und Quigley et al. (2006). Die damit verbundenen Fehler sind weitgehend unter Schwemmfächer begraben, sind aber gelegentlich in Küsten- und Flussabschnitten ausgesetzt. Am Sellicks Beach bieten Canyons Abschnitte von der hängenden Wand bis zur Fußwand der Willunga-Verwerfung (Abb. 7d). Die umgekehrte Fehlerbewegung wird durch steile osttauchende Fehlerspuren in der hängenden Wandsequenz in der Nähe der Hauptfehlerspur angezeigt. Die Neigung des Oligozäns zum unteren Miozänabschnitt weist auf eine Verformung nach dem frühen Miozän hin (Sandiford 2003 b ). Die Milendella-Verwerfung ist Teil des Eastern Range-Bounding Fault-Systems der Mount Lofty Ranges, trifft von Nord nach Süd und umfasst einen nach Westen eintauchenden Schub, der kambrische metamorphe Gesteine in der hängenden Wand gegenüber miozänen und quaternären Gesteinen in der Fußwand gegenüberstellt (Abb. 7e). Weiter nördlich in der Flinders Ranges, die Burra, Wilkatana und Paralana Fehler alle Schub Proterozoikum Keller über quartäre Ablagerungen (C l rier et al. 2005; Quigley et al. 2006; Abb. 7c). Feldmessungen von Fehlerorientierungen und Slicken-Linien auf der Wilkatana, Burra und Mundi Mundi Fehler ergeben eine maximale Haupt Paläostress Orientierung ähnlich abgeleiteten heutigen Spannungen aus historischen Erdbeben fokalen Mechanismen abgeleitet (Quigley et al. 2006; Abb. 7b). Der Nachweis neotektonischer Aktivität in Onshore-Südwestaustralien ist weniger dramatisch als in den Flinders und Mount Lofty Ranges in Südaustralien. Die Topographie ist gedämpfter und wir kennen keine Abschnitte durch neotektonisch aktive Fehler, obwohl das Graben der Hyden Fault Scarp (Abb. 2) hat Hinweise auf wiederholte quaternäre Verschiebung ergeben (Clark et al. 2008). Die jüngste Analyse digitaler Höhendaten hat jedoch zahlreiche Verwerfungen ergeben Steilhänge (Clark 2005; Abb. 8). Die Verwerfungen ziehen sich in Nord–Süd-Richtung durch die gesamte Region. Die meisten Steilhänge, an denen ein Verschiebungssinn aus den digitalen Höhendaten bestimmt werden konnte, deuten auf eine umgekehrte Verschiebung des zugrunde liegenden Fehlers hin (Clark 2005). Neunzehn der Merkmale wurden durch Ground-Truthing verifiziert und reichen im scheinbaren Alter von weniger als tausend Jahren bis zu vielen Zehntausenden von Jahren (Clark 2005). Die nord-Süd-markanten Reverse Fault Scarps im Südwesten Westaustraliens stimmen mit dem zuvor beschriebenen Reverse Fault Present-day Stress Regime mit maximaler horizontaler Belastung in Ost–West-Richtung überein, wie aus historischen Erdbebenfokusmechanismen abgeleitet, Verankerung und Bohrlochausbrüche. Das Nordwestkap (Abb. 9) ist eine Halbinsel, die von der Cape Range Anticline gebildet wird, deren NNE-Strike parallel zur Küste der Halbinsel verläuft (die Onshore-Anticlinal-Spur in Abb. 9a). Der grobe Bereich (Abb. 9b) und Giralia Anticlines sind parallel zur Cape Range Anticline und sind auch beide auf den digitalen Höhendaten für das Gebiet ersichtlich. Mehrere Inseln im Carnarvon Basin überlagern auch Antiklinen, die größte davon ist Barrow Island, die sich entlang des Kamms der Barrow-Antikline befindet, wo eine breite Inversion deutlich ist (Abb. 9c, d ). Die Barrow Island Inverted Anticline folgt dem gleichen NNE-Trend wie die Anticlines von North West Cape. Abbildung 9 zeigt die Cape Range, Barrow und eine dritte NNE-Trending antiklinale Struktur, wie von Barber (1988) mit Hauptwachstum datiert als ‚Miozän‘ kartiert. Die Antiklinen sind im Allgemeinen asymmetrisch, weil sie sich als Fehlerausbreitungsfalten oberhalb von umgekehrt reaktivierten normalen Fehlern entwickelt haben (Hocking 1988). Obwohl die umgekehrte Reaktivierung älterer normaler Fehler und das damit verbundene Wachstum von Antiklinen zur Fehlerausbreitung im Carnarvon-Becken im Allgemeinen als Miozän datiert wird (z. B. Barber 1988; Hearty et al. 2002), wenig detaillierte Datierung über das Alter ihres Wachstums wurde veröffentlicht. Aufgetauchte pleistozäne Meeresterrassen auf der Antikline der Cape Range weisen darauf hin, dass sich die Verformung nach dem Miozän fortsetzte (Van De Graff et al. 1976). Tatsächlich wurde das tiefere Exmouth-Plateau während dieses miozänen Ereignisses (Barber 1988) signifikant gefaltet und angehoben, und die Kuppelung des heutigen Meeresbodens deutet darauf hin, dass die Verformung bis heute anhält. Es gibt auch Hinweise aus Onlap- und Fazies-Variationen im Paläogen und in der Kreidezeit, die darauf hindeuten, dass seit dieser Zeit einige Antikline vorhanden sind (Hocking 1988). Dass die Verformung im Pilbara-Kraton neben dem Carnarvon-Becken bis heute anhält, zeigen neotektonische Bruchsysteme in Granitpflastern, die Petroglyphen der Aborigines schneiden (Clark & Bodorkos 2004). Die ESE-orientierte maximale horizontale Paläostressrichtung, die durch die NNE-trendenden Antiklinen und umgekehrten normalen Verwerfungen des Carnarvon-Beckens impliziert wird, stimmt mit der zuvor beschriebenen ESE-Orientierung der heutigen maximalen horizontalen Spannung überein, die aus Bohrlochausbrüchen und bohrinduzierten Zugbrüchen in Erdölexplorationsbohrlöchern in der Region abgeleitet wurde. Am anderen Ende des nordwestaustralischen passiven Randes kollidiert die Timor-See-Region des Randes mit dem indonesischen Banda-Inselbogen (Abb. 1), wobei der ehemalige passive Rand in dieser aktiven Kollisionszone verformt wird. Die Insel Timor (Abb. 3) besteht aus Material, das von der australischen Platte akkretiert wurde, und der 2000 m tiefe Timor-Graben südlich von Timor ist ein unterfülltes Vorlandbecken auf der australischen Seite der Kollisionszone. Das Timor-Meer wird südlich des Timor-Trogs von einem passiven Rand unterlegt. Die Reaktivierung von neogenen bis jüngsten Fehlern ist in der Timor-See üblich, wobei viele Fehler den Meeresboden erreichen. Der Stil der neotektonischen Verwerfungen unterscheidet sich von dem, der anderswo in Australien beobachtet wird, und wird von steil abfallenden, NE-SW– bis ENE– WSW-auffälligen Fehlern dominiert, bei denen eine offensichtliche neogene bis jüngste normale Verschiebung vorliegt (Keep et al. 1998; Harrowfield & (2005). Es gab beträchtliche Debatten darüber, ob das regionale System eines der normalen Fehler ist (z. B. Woods 1988) oder ob die beobachtete normale Fehlerverschiebung innerhalb eines gesamten links-lateralen regionalen Systems auftritt (Nelson 1989; Shuster et al. 1998). Die beobachtete Normalverschiebung bei NE -SW-Schlagfehlern stimmt mit der zuvor beschriebenen maximalen horizontalen Spannungsorientierung von NE– SW im Bereich überein, wenn die vertikale Spannung die maximale Hauptspannung ist (normales Fehlerregime), und stimmt mit der links-lateralen Bewegung bei steil abfallenden ENE –WSW-Schlagfehlern überein, wenn die maximale horizontale Spannung die maximale Hauptspannung ist (Streik-Schlupf-Fehlerregime). Ein Großteil der zeitgenössischen Debatte über die Spannungsquellen, die für die Verformung der Platte verantwortlich sind, befasst sich mit der Unterscheidung von Spannungen, die von entfernten Plattengrenzwechselwirkungen übertragen werden, gegenüber lokaleren, innerhalb der Platte Quellen, wie Traktionen, die vom Mantel an der Basis von Verformungsbereichen oder Hotspot-bezogenen Prozessen vermittelt werden. In den meisten kontinentalen Gebieten wie Westeuropa, Südamerika und stabilem Nordamerika ist die heutige maximale horizontale Spannungsorientierung über Tausende von Kilometern konstant und entspricht weitgehend der Richtung der absoluten Plattengeschwindigkeit (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Diese Beobachtung hat viele Forscher zu dem Schluss geführt, dass Plattengrenzenkräfte die Hauptkontrolle über den Charakter des Intraplattenspannungsfeldes sind (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Im Gegensatz zu diesen anderen Platten variieren die Spannungsorientierungen auf dem australischen Kontinent erheblich und verlaufen im Allgemeinen nicht parallel zur NNE-Richtung der absoluten Plattenbewegung (Abb. 1 & 2). Im Zusammenhang mit der neotektonischen Verformung des australischen Kontinents, Es ist nicht möglich, die Rolle relativ lokaler auszuschließen, innerhalb der Platte Spannungsquellen bei der Antriebsverformung in jeder der weit voneinander entfernten Regionen, die wir beschrieben haben. Wie oben dargelegt, weist das aus heutigen Spannungsdaten abgeleitete Muster der tektonischen Spannungsverteilung jedoch auf eine langwellige Steuerung hin, die jetzt in Bezug auf einen komplexen Satz von Plattengrenzenwechselwirkungen gut verstanden wird (Coblentz et al. 1998; Reynolds et al. 2003). Die relativ hohe aktive Seismizität weist ferner auf relativ hohe Spannungsgrößen hin und legt nahe, dass wir auf geologischen Zeitskalen eine dauerhafte Aufzeichnung neotektonischer Strukturen erwarten würden. Es gibt tatsächlich eine solche Aufzeichnung in jeder der vier wichtigsten seismogenen Zonen Australiens. Des Weiteren, Die Orientierungen der neotektonischen Strukturen stimmen mit dem Muster der heutigen Belastung überein, und, wo neotektonische Strukturen in seismischen Abschnitten freigelegt oder freigelegt werden, Ihr Stil stimmt mit den heutigen Spannungsorientierungen überein. Zusammengenommen liefern diese Beobachtungen ein starkes Argument dafür, dass das anhaltende Intraplatten-Deformationsfeld des australischen Kontinents eine primäre Reaktion auf entfernte Plattengrenzwechselwirkungen ist. Zur Unterstützung dieses Arguments fällt der späte miozäne Beginn des australischen Stressfeldes in Südaustralien, wie durch strukturelle und sedimentologische Studien angezeigt, zeitlich mit signifikanten Veränderungen in der Natur der indo-australischen Plattengrenzzonen zusammen (Abb. 1). Zu diesen Veränderungen gehören: (1) der Beginn der Transpression und des Gebirgsbaus in Neuseeland im Zusammenhang mit der zunehmenden Konvergenz der pazifisch-australischen Platte (Sutherland 1996; Walcott 1998); (2) der Beginn der Kompressionsdeformation und des Auftriebs entlang des Macquarie-Kamms (Duncan & Varne 1988; In: Massell et al. 2000); (3) der Beginn der Transpressionsdeformation und Hebung in Neuguinea (Hill & Hall 2003; Packham 1996); (4) Kollision zwischen dem Ontong Java Plateau und dem Solomon Arc (Petterson et al. 1997; Wessel & Kroenke 2000); (5) der Beginn der Verformung im zentralen Indischen Ozean (Cochran 1990; Krishna et al. 2001); und (6) major normal faulting im Himalaya –tibetischen Orogen (Harrison et al. 1992; Pan & Kidd 1992). Die oben diskutierten seismisch und neotektonisch aktiven Regionen stehen in deutlichem Kontrast zum östlichen Teil des passiven Randes der Großen Australischen Bucht, der an den Südlichen Ozean grenzt (Abb. 2 & 10). Dieses Gebiet hat eine der niedrigsten seismischen Aktivitätsraten von allen …