… por Sandiford (2003 b)y Quigley et al. (2006). Las fallas asociadas están en gran parte enterradas debajo de abanicos aluviales, pero ocasionalmente se exponen en secciones costeras y fluviales. En Sellicks Beach, los cañones proporcionan secciones desde la pared colgante hasta el muro de los pies de la falla Willunga (Fig. 7d). El movimiento de falla inversa se indica mediante rastros de falla pronunciados hacia el este en la secuencia de pared colgante cerca del rastro de falla principal. La inclinación de la sección del Oligoceno al Mioceno inferior indica deformación post-Mioceno temprano (Sandiford 2003 b ). La Falla de Milendella es parte del sistema de falla que limita con la cordillera oriental de las cordilleras de Mount Lofty, golpea de norte a sur y comprende un empuje de inmersión oeste que yuxtapone rocas metamórficas cámbricas en la pared colgante contra rocas Miocenas y cuaternarias en la pared del pie (Fig. 7e). Más al norte, en las Cordilleras Flinders, las Fallas Burra, Wilkatana y Paralana, todas impulsadas por el basamento Proterozoico sobre depósitos Cuaternarios(C l rier et al. 2005; Quigley et al. 2006; Fig. 7c). Las mediciones de campo de orientaciones de fallas y líneas resbaladizas en las fallas de Wilkatana, Burra y Mundi Mundi producen una orientación máxima de paleoestrés principal similar a las tensiones actuales inferidas derivadas de mecanismos históricos de foco sísmico (Quigley et al. 2006; Fig. 7b). La evidencia de actividad neotectónica en el suroeste de Australia occidental en tierra es menos dramática que en las cordilleras Flinders y Mount Lofty de Australia Meridional. La topografía es más tenue y no somos conscientes de las secciones a través de fallas neotectónicamente activas, aunque la excavación de zanjas de la escarpa de Falla Hyden (Fig. 2) ha revelado evidencia de desplazamiento cuaternario repetido (Clark et al. 2008). Sin embargo, el análisis reciente de los datos digitales de elevación ha revelado numerosas escarpaduras de fallas (Clark 2005; Fig. 8). Los escarpes de la huelga de norte a sur en toda la región. La mayoría de las escarpaduras en las que se puede determinar un sentido de desplazamiento a partir de los datos digitales de elevación sugieren un desplazamiento inverso en la falla subyacente (Clark 2005). Diecinueve de las características han sido verificadas por verificación en tierra y varían en edad aparente de menos de mil años a muchas decenas de miles de años (Clark 2005). Las escarpaduras de falla inversa llamativas de norte a sur del suroeste de Australia Occidental son consistentes con el régimen de estrés actual de falla inversa descrito anteriormente con tensión horizontal máxima orientada de este a oeste, como se infiere de los mecanismos históricos de enfoque sísmico, sobrecorrección y brotes de pozos de perforación. El Cabo Noroeste (Fig. 9) es una península formada por el anticlinal de la Cordillera del Cabo, cuya NNE-strike es paralela a la costa de la península (la traza anticlinal en tierra se muestra en la Fig. 9a). El Rango Áspero (Fig. 9b) y los anticlinales de Giralia son paralelos al anticlinal de la Gama del Cabo y también son evidentes en los datos digitales de elevación para el área. Varias islas en la Cuenca de Carnarvon también están sobre los anticlinales, la mayor de ellas es la Isla Barrow, que se encuentra a lo largo de la cresta del anticlinal Barrow, donde la inversión amplia es clara (Fig. 9c, d). El anticlinal invertido de Barrow Island sigue la misma tendencia NNE que los anticlinales de North West Cape. La Figura 9 muestra la Cordillera del Cabo, el túmulo y una tercera estructura anticlinal con tendencia NNE, tal como fue mapeada por Barber (1988) con un crecimiento mayor fechado como ‘Mioceno’. Los anticlinales son generalmente asimétricos porque se han desarrollado como pliegues de propagación de fallas por encima de fallas normales reactivadas inversamente (Hocking 1988). Aunque la reactivación inversa de fallas normales más antiguas, y el crecimiento asociado de anticlinales de propagación de fallas, generalmente se fecha como Mioceno en la cuenca de Carnarvon(por ejemplo, Barber 1988; Hearty et al. 2002), se han publicado datos poco detallados sobre la edad de su crecimiento. Las terrazas marinas surgidas del Pleistoceno en el anticlinal de la Cordillera del Cabo indican que la deformación continuó después del Mioceno (Van De Graff et al. 1976). De hecho, la meseta de Exmouth, de aguas más profundas, se plegó y elevó significativamente durante este evento ‘ Mioceno ‘(Barber 1988) y el abombamiento del fondo marino actual sugiere que la deformación continúa hasta el día de hoy. También hay evidencia de la variación de onlap y facies en el Paleógeno y el Cretácico que indica que algunos anticlínicos han estado presentes desde esos tiempos (Hocking 1988). Esa deformación continúa hasta la actualidad en el Cratón de Pilbara adyacente a la cuenca de Carnarvon, lo demuestran los sistemas de fracturas neotectónicas en pavimentos de granito que cortan petroglifos aborígenes (Clark & Bodorkos 2004). La dirección de paleoestreno horizontal máxima orientada a ESE implicada por los anticlinales de tendencia NNE y las fallas normales invertidas de la cuenca de Carnarvon es consistente con la orientación de ESE descrita anteriormente del esfuerzo horizontal máximo actual inferido de las rupturas de pozos de perforación y las fracturas por tracción inducidas por perforación en pozos de exploración de petróleo en la región. En el otro extremo del margen pasivo australiano del NOROESTE, la región del margen del Mar de Timor está en colisión con el Arco de la Isla de Banda Indonesia (Fig. 1), con el margen pasivo anterior deformado en esta zona de colisión activa. La isla de Timor (Fig. 3) comprende material acumulado de la Placa Australiana y la fosa de Timor de 2000 m de profundidad, al sur de Timor, es una cuenca de tierra delantera sin relleno en el lado australiano de la zona de colisión. El mar de Timor está sustentado por el margen pasivo australiano al sur de la depresión de Timor. La reactivación del Neógeno a la falla reciente es común en el mar de Timor, con muchas fallas que llegan al fondo marino. El estilo de falla neotectónica es diferente al observado en otras partes de Australia y está dominado por fallas pronunciadas de NE-SW a ENE–WSW en las que hay un desplazamiento normal aparente de Neógeno a Reciente(Keep et al. 1998; Harrowfield & Keep 2005). Ha habido un debate considerable con respecto a si el sistema regional es uno de fallas normales (por ejemplo, Woods 1988) o si el desplazamiento de falla normal observado ocurre dentro de un sistema general de llave lateral izquierda (Nelson 1989; Shuster et al. 1998). El desplazamiento normal observado en fallas de impacto NE –SW es consistente con la orientación de esfuerzo horizontal máximo NE– SW descrita anteriormente en la región si el esfuerzo vertical es el esfuerzo principal máximo (régimen de falla normal) y consistente con el movimiento lateral izquierdo en fallas de impacto ENE-WSW de inmersión pronunciada si el esfuerzo horizontal máximo es el esfuerzo principal máximo (régimen de falla de deslizamiento por impacto). Gran parte del debate contemporáneo sobre las fuentes de estrés responsables de la deformación intraplaca se refiere a distinguir el estrés transmitido de las interacciones distantes del límite de la placa versus fuentes más locales dentro de la placa, como tracciones impartidas desde el manto en la base de regiones deformantes o procesos relacionados con puntos calientes. En la mayoría de las áreas continentales, como Europa occidental, América del Sur y América del Norte estable, la orientación de tensión horizontal máxima actual es constante a lo largo de miles de kilómetros y en líneas generales es paralela a la dirección de la velocidad absoluta de la placa (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Esta observación ha llevado a muchos investigadores a concluir que las fuerzas de contorno de placas son el control principal sobre el carácter del campo de tensión intraplaca(Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). En contraste con estas otras placas, las orientaciones de tensión en el continente australiano varían significativamente y generalmente no son paralelas a la dirección NNE del movimiento absoluto de la placa (Figs 1 & 2). En el contexto de la deformación neotectónica del continente australiano, no es posible excluir el papel de las fuentes de estrés dentro de la placa relativamente locales en la deformación de conducción en cada una de las regiones ampliamente separadas que hemos descrito. Sin embargo, como se describió anteriormente, el patrón de distribución de tensiones tectónicas derivado de los datos de tensiones actuales apunta a un control de longitud de onda larga que ahora se entiende bien en términos de un conjunto complejo de interacciones de límites de placas (Coblentz et al. 1998; Reynolds et al. 2003). Los niveles relativamente altos de sismicidad activa apuntan a magnitudes de estrés relativamente altas y sugieren que a escalas de tiempo geológicas esperaríamos un registro permanente en términos de estructuras neotectónicas. De hecho, existe tal registro en cada una de las cuatro principales zonas sismogénicas de Australia. Además, las orientaciones de las estructuras neotectónicas concuerdan con el patrón de estrés actual y, cuando las estructuras neotectónicas están expuestas o reveladas en secciones sísmicas, su estilo es consistente con las orientaciones de estrés actuales. En conjunto, estas observaciones proporcionan un caso sólido de que el campo de deformación intraplaca en curso del continente australiano es una respuesta primaria a las interacciones de límites de placas distantes. En apoyo de este argumento, el inicio tardío del Mioceno del campo de estrés australiano en el sureste de Australia, como se indica en estudios estructurales y sedimentológicos, coincide temporalmente con cambios significativos en la naturaleza de las zonas limítrofes de la placa Indo – australiana (Fig. 1). Estos cambios incluyen: (1) el inicio de la transpresión y la construcción de montañas en Nueva Zelanda en relación con el aumento de la convergencia de la Placa del Pacífico y Australia (Sutherland 1996; Walcott 1998); (2) el inicio de la deformación compresional y la elevación a lo largo de la cresta Macquarie (Duncan & Varne 1988; Massell et al. 2000); (3) el inicio de la deformación transpresional y el levantamiento en Nueva Guinea (Hill & Hall 2003; Packham 1996); (4) colisión entre la Meseta de Ontong Java y el Arco de Salomón (Petterson et al. 1997; Wessel & Kroenke 2000); (5) el inicio de la deformación en el Océano Índico central (Cochran 1990; Krishna et al. 2001); y (6) falla normal mayor en el orógeno tibetano –Himalaya (Harrison et al. 1992; Pan & Kidd 1992). Las regiones sísmicas y neotectónicamente activas mencionadas anteriormente contrastan marcadamente con la parte oriental del margen pasivo de la Gran Bahía Australiana que bordea el Océano Austral (Figs 2 & 10). Esta área tiene una de las tasas de actividad sísmica más bajas de todas …