… di Sandiford (2003 b) e Quigley et al. (2006). Le faglie associate sono in gran parte sepolte sotto i ventilatori alluvionali, ma sono occasionalmente esposte nelle sezioni costiere e fluviali. A Sellicks Beach canyon forniscono sezioni dal muro appeso al footwall della Faglia Willunga (Fig. 7d). Il moto inverso dell’errore è indicato dalle tracce ripide dell’est-immersione dell’errore nella sequenza del appeso-muro vicino alla traccia principale dell’errore. L’inclinazione dell’Oligocene alla sezione del Miocene inferiore indica una deformazione post-precoce del Miocene (Sandiford 2003 b ). La faglia di Milendella fa parte del sistema di faglie di confine orientale delle Mount Lofty Ranges, colpisce da nord a sud e comprende una spinta di immersione ad ovest che giustappone le rocce metamorfiche cambriane nella parete sospesa contro le rocce del Miocene e del Quaternario nel footwall (Fig. 7e). Più a nord, nelle Flinders Ranges, le faglie di Burra, Wilkatana e Paralana spingono tutti i basamenti proterozoici su depositi quaternari (C l rier et al. 2005; Quigley et al. 2006; Fig. 7 quater). Le misurazioni sul campo degli orientamenti di faglia e delle linee slicken sulle faglie di Wilkatana, Burra e Mundi Mundi producono un orientamento paleostress principale massimo simile alle sollecitazioni attuali dedotte derivate da meccanismi focali sismici storici (Quigley et al. 2006; Fig. 7 ter). L “evidenza di attività neotettonica in onshore SW Western Australia è meno drammatica che nelle Flinders e Mount Lofty ranges dell” Australia meridionale. La topografia è più sommessa e non siamo a conoscenza di sezioni attraverso faglie neotettonicamente attive, sebbene la trincea della faglia di Hyden (Fig. 2) ha rivelato prove di spostamento quaternario ripetuto (Clark et al. 2008). Tuttavia, la recente analisi dei dati digitali di elevazione ha rivelato numerosi difetti scarps (Clark 2005; Fig. 8). Le scarpate di faglia colpiscono nord-sud in tutta la regione. La maggior parte delle scarpate in cui un senso di spostamento potrebbe essere determinato dai dati di elevazione digitale suggerisce uno spostamento inverso sul guasto sottostante (Clark 2005). Diciannove delle caratteristiche sono state verificate dalla verità del terreno e variano in età apparente da meno di mille anni a molte decine di migliaia di anni (Clark 2005). Le scarpate di faglia inversa nord-sud di SW Western Australia sono coerenti con il regime di stress attuale di faglia inversa precedentemente descritto con lo stress orizzontale massimo orientato est-ovest come dedotto dai meccanismi focali del terremoto storico, overcoring e sblocchi del pozzo trivellato. Il Capo nord-ovest (Fig. 9) è una penisola formata dall’anticlinale Cape Range, il cui NNE-strike è parallelo alla costa della penisola (la traccia anticlinale onshore mostrata in Fig. 9 bis). La gamma approssimativa (Fig. 9b) e Giralia anticline sono parallele all’anticlina Cape Range e sono anche entrambi evidenti sui dati digitali di elevazione per l’area. Diverse isole del bacino Carnarvon anche overlie anticlines, la più grande di queste è Barrow Island che si trova lungo la cresta del Barrow anticline dove ampia inversione è chiaro (Fig. 9 quater, d ). L’anticlina invertita Barrow Island segue la stessa tendenza NNE delle anticline di North West Cape. La figura 9 mostra la gamma del Capo, Barrow e una terza struttura anticlinale di tendenza NNE mappata da Barber (1988) con una crescita maggiore datata come “Miocene”. Le anticline sono generalmente asimmetriche perché si sono sviluppate come pieghe di propagazione dei guasti sopra i guasti normali riattivati in senso inverso (Hocking 1988). Sebbene la riattivazione inversa delle vecchie faglie normali e la crescita associata delle anticline di propagazione delle faglie, sia generalmente datata come Miocene nel bacino di Carnarvon (ad esempio Barber 1988; Hearty et al. 2002), è stata pubblicata una datazione poco dettagliata sull’età della loro crescita. Le terrazze marine emerse del Pleistocene sull’anticlinale Cape Range indicano che la deformazione è continuata dopo il Miocene (Van De Graff et al. 1976). In effetti, l’altopiano di Exmouth in acque più profonde è stato significativamente piegato e sollevato durante questo evento del Miocene (Barber 1988) e la domatura del fondo marino attuale suggerisce che la deformazione continua fino ai giorni nostri. Ci sono anche prove dalla variazione di onlap e facies nel Paleogene e nel Cretaceo che indicano che alcune anticline sono state presenti da quei tempi (Hocking 1988). Questa deformazione continua fino ai giorni nostri nel Cratone Pilbara adiacente al bacino di Carnarvon è dimostrata da sistemi di frattura neotettonica in marciapiedi di granito che tagliano petroglifi aborigeni (Clark & Bodorkos 2004). La direzione paleostress orizzontale massima orientata ESE implicita dalle anticline NNE-trend e dalle faglie normali invertite del bacino di Carnarvon è coerente con l’orientamento ESE precedentemente descritto dello stress orizzontale massimo attuale dedotto da rotture di pozzi e fratture di trazione indotte dalla perforazione nei pozzi di esplorazione del petrolio nella regione. All’altra estremità del margine passivo australiano NW, la regione del Mare di Timor del margine è in collisione con l’arco indonesiano Banda Island (Fig. 1), con il precedente margine passivo deformato in questa zona di collisione attiva. L’isola di Timor (Fig. 3) comprende materiale accumulato dalla placca australiana e la fossa di Timor profonda 2000 m a sud di Timor è un bacino di foreland sottopieno sul lato australiano della zona di collisione. Il mare di Timor è alla base del margine passivo australiano a sud del trogolo di Timor. La riattivazione della faglia da Neogene a recente è comune nel Mare di Timor con molte faglie che raggiungono il fondo marino. Lo stile di faulting neotettonico è diverso da quello osservato altrove in Australia ed è dominato da faglie che colpiscono in modo ripido, da NE-SW a EN–WSW su cui vi è un apparente spostamento normale da Neogene a recente (Keep et al. 1998; Harrowfield & Keep 2005). C’è stato un considerevole dibattito sul fatto che il sistema regionale sia uno dei normali guasti (ad esempio Woods 1988) o se lo spostamento normale dei guasti osservato si verifichi all’interno di un sistema di chiave laterale sinistro (Nelson 1989; Shuster et al. 1998). Lo spostamento normale osservato sulle faglie NE-SW-striking è coerente con l’orientamento della massima sollecitazione orizzontale NE– SW precedentemente descritto nella regione se la sollecitazione verticale è la massima sollecitazione principale (regime di faglie normale) e coerente con il movimento laterale sinistro sulle faglie che colpiscono steep-WSW a immersione ripida se la sollecitazione orizzontale massima è la massima sollecitazione principale (regime di faglie strike –slip). Gran parte del dibattito contemporaneo riguardante le fonti di stress responsabili della deformazione intrapiastra riguarda la distinzione dello stress trasmesso dalle interazioni di confine della placca lontana rispetto a fonti più locali, all’interno della placca, come le trazioni impartite dal mantello alla base delle regioni deformanti o dei processi legati all’hotspot. Nella maggior parte delle aree continentali come l’Europa occidentale, il Sud America e il Nord America stabile, l’attuale orientamento massimo delle sollecitazioni orizzontali è costante su migliaia di chilometri e sostanzialmente parallelo alla direzione della velocità assoluta delle placche (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Questa osservazione ha portato molti ricercatori a concludere che le forze di confine delle placche sono il principale controllo sul carattere del campo di stress intraplate (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). A differenza di queste altre piastre, gli orientamenti di stress nel continente australiano variano in modo significativo e generalmente non paralleli alla direzione NNE del movimento assoluto della piastra (Fig 1 & 2). Nel contesto della deformazione neotettonica del continente australiano, non è possibile escludere il ruolo di fonti di stress relativamente locali e interne alla piastra nella deformazione di guida in ciascuna delle regioni ampiamente separate che abbiamo descritto. Tuttavia, come descritto sopra, il modello di distribuzione dello stress tettonico derivato dai dati attuali dello stress indica un controllo a lunga lunghezza d’onda che è ora ben compreso in termini di un complesso insieme di interazioni piastra-confine (Coblentz et al. 1998; Reynolds et al. 2003). I livelli relativamente alti di sismicità attiva indicano inoltre grandezze di stress relativamente elevate e suggeriscono che a scale temporali geologiche ci aspetteremmo un record permanente in termini di strutture neotettoniche. C’è davvero un tale record in ciascuna delle quattro principali zone sismogenetiche dell’Australia. Inoltre, gli orientamenti delle strutture neotettoniche si accordano con il modello di stress attuale e, dove le strutture neotettoniche sono esposte o rivelate in sezioni sismiche, il loro stile è coerente con gli attuali orientamenti di stress. Insieme, queste osservazioni forniscono un forte caso che il campo di deformazione intraplate in corso del continente australiano è una risposta primaria alle interazioni di confine piastra distanti. A sostegno di questo argomento, l’inizio tardo miocene del campo di stress australiano in SE Australia, come indicato da studi strutturali e sedimento – logici, coincide temporalmente con cambiamenti significativi nella natura delle zone di confine della placca indo-australiana (Fig. 1). Questi cambiamenti includono: (1) l’insorgenza di transpression e edificio di montagna in Nuova Zelanda connessi all’aumento del Pacifico –Placca Australiana convergenza (Sutherland 1996; Walcott 1998); (2) l’insorgenza di deformazione di compressione e sollevamento lungo la Macquarie Ridge (Duncan & Varne 1988; Massell et al. 2000); (3) l’inizio della deformazione transpressionale e del sollevamento in Nuova Guinea (Hill & Hall 2003; Packham 1996); (4) collisione tra l’altopiano di Ontong Java e l’Arco di Salomone (Petterson et al. 1997; Wessel & Kroenke 2000); (5) l’inizio della deformazione nell’Oceano Indiano centrale (Cochran 1990; Krishna et al. 2001); e (6) grave faglia normale nell’orogeno himalayano –tibetano (Harrison et al. 1992; Pan & Kidd 1992). Le regioni sismicamente e neotettonicamente attive discusse sopra contrastano marcatamente con la parte orientale del margine passivo Great Australian Bight che confina con l’Oceano Meridionale (Figs 2 & 10). Questa zona ha tra i più bassi tassi di attività sismica di qualsiasi …