… przez Sandiford (2003 b) i Quigley et al. (2006). Związane z tym uskoki są w dużej mierze zakopane pod wentylatorami aluwialnymi, ale czasami są narażone na części przybrzeżne i rzeczne. W Sellicks Beach kaniony zapewniają sekcje od wiszącej ściany do podnóży uskoku Willunga(rys. 7d). Odwrotny ruch usterki jest wskazywany przez strome ślady usterek zanurzających się w kierunku wschodnim w sekwencji wiszącej ściany blisko głównego śladu usterki. Przechylenie oligocenu do dolnego odcinka miocenu wskazuje na post-wczesną deformację miocenu (Sandiford 2003 b ). Uskok Milendella jest częścią wschodniego systemu uskoków pasma górskiego, uderza z północy na południe i składa się z ciągu zachodniego, który zestawia kambryjskie skały metamorficzne w ścianie wiszącej z mioceńskimi i czwartorzędowymi skałami w stopie (rys. 7e). Dalej na północ w Flinders Ranges, Burra, Wilkatana i Paralana uskoków wszystkich ciągu Proterozoic piwnicy nad czwartorzędowych osadów (C l rier et al. 2005; Quigley et al. 2006; rys. 7c). Pomiary terenowe orientacji uskoków i slicken-lines na błędach Wilkatana, Burra i Mundi Mundi dają maksymalną główną orientację paleostry podobną do wnioskowanych dzisiejszych naprężeń pochodzących z historycznych mechanizmów ogniskowych trzęsienia ziemi(Quigley et al. 2006; rys. 7b). Dowody aktywności neotektonicznej w Australii Zachodniej na lądzie są mniej dramatyczne niż w Flinders i Mount Lofty ranges w Australii Południowej. Topografia jest bardziej stonowana i nie jesteśmy świadomi odcinków przez neotektonicznie aktywne uskoki, chociaż wykopanie skarpy uskoku Hydena(rys. 2) ujawnił dowody powtarzających się czwartorzędowych przemieszczeń (Clark et al. 2008). Jednak niedawna analiza cyfrowych danych elewacyjnych ujawniła liczne błędy (Clark 2005; Fig. 8). Skarpy uskokowe uderzają północ-południe w całym regionie. Większość Skarp, w których sens przemieszczenia można określić na podstawie cyfrowych danych elewacji, sugeruje przesunięcie odwrotne na uskoku podstawowym (Clark 2005). Dziewiętnaście cech zostało zweryfikowanych przez ground-truthing i wahają się w widocznym wieku od mniej niż tysiąca lat do wielu dziesiątek tysięcy lat (Clark 2005). Północ-południe uderzające odwrócone skarpy uskoku SW Western Australia są zgodne z wcześniej opisanym odwrotnym błędem dzisiejszego reżimu stresu z maksymalnym poziomym naprężeniem zorientowanym na wschód-zachód, jak wywnioskowano z historycznych mechanizmów ogniskowych trzęsienia ziemi, overcoring i odwiertów. Przylądek Północno-Zachodni (Rys. 9) to półwysep utworzony przez anticline Cape Range, którego uderzenie NNE jest równoległe do linii brzegowej Półwyspu (lądowy ślad antyklinowy pokazany na Fig. 9a). Rough Range (Rys. 9B) i antykliny Giralia są równoległe do antykliny Cape Range i są również widoczne na cyfrowych danych wysokości dla tego obszaru. Kilka wysp w basenie Carnarvon również przeciąża linie antyczne, z których największą jest Wyspa Barrow, która znajduje się wzdłuż grzbietu linii antycznej Barrow, gdzie szeroka inwersja jest wyraźna (rys. 9c, d ). Odwrócona antyklina Barrow Island podąża za tym samym trendem NNE, co antyklina North West Cape. Rysunek 9 przedstawia Pasmo przylądkowe, Barrow i trzecią strukturę antyklinalną NNE, odwzorowaną przez Barbera (1988), z dużym wzrostem datowanym na „miocen”. Antykliny są na ogół asymetryczne, ponieważ rozwinęły się jako fałdy propagacji błędów powyżej odwrotnie reaktywowanych wad normalnych (Hocking 1988). Chociaż odwrotna reaktywacja starszych normalnych usterek, i związany z tym wzrost fault propagacji anticlines, jest na ogół datowane jako miocenu w basenie Carnarvon (np. Barber 1988; Hearty et al. 2002), niewiele szczegółowe datowanie na wiek ich wzrostu został opublikowany. Pojawiły się plejstoceńskie tarasy morskie na Przylądku Anticline range wskazują, że deformacja trwała po miocenie(Van DE Graff et al. 1976). Istotnie, głębszy Płaskowyż Exmouth został znacznie pofałdowany i podniesiony podczas tego „miocenu” (Barber 1988), A dominacja dzisiejszego dna morskiego sugeruje, że deformacja trwa do dnia dzisiejszego. Istnieją również dowody z różnic onlap i facies w paleogenie i kredzie, które wskazują, że niektóre antykliny były obecne od tamtych czasów (Hocking 1988). Deformacja ta trwa do dnia dzisiejszego w Kratonie Pilbara przylegającym do basenu Carnarvon, czego dowodem są neotektoniczne systemy złamań w granitowych chodnikach przecinających aborygenowskie petroglify (Clark & Bodorkos 2004). Zorientowany na ESE maksymalny poziomy kierunek paleostrysu implikowany przez antykliny trendu NNE i odwrócone normalne uskoki basenu Carnarvon jest zgodny z wcześniej opisaną orientacją ESE dzisiejszego maksymalnego naprężenia poziomego wynikającego z pęknięć otworów wiertniczych i pęknięć rozciągających wywołanych wierceniem w odwiertach poszukiwawczych ropy naftowej w regionie. Na drugim końcu australijskiego marginesu pasywnego NW, Region Morza Timorskiego marginesu jest w kolizji z indonezyjskim łukiem Wyspy Banda (rys. 1), przy czym dawny margines pasywny jest zdeformowany w tej aktywnej strefie kolizji. Wyspa Timor (rys. 3) składa się z materiału pobranego z płyty australijskiej, a głęboki na 2000 m rów Timorski na południe od Timoru jest niedopełnionym Kotliną przedpolową po australijskiej stronie strefy kolizji. Na południe od koryta Timoru leży morze Timorskie. Reaktywacja uskoków od neogenu do niedawna jest powszechna w morzu Timorskim z wieloma uskokami sięgającymi dna morskiego. Styl neotektonicznych uskoków jest w przeciwieństwie do obserwowanego gdzie indziej w Australii i jest zdominowany przez stromo zanurzanie, ne – SW do ENE-WSW-uderzające wady, na których istnieje pozorny Neogene-do-niedawnego przemieszczenia normalnego (Keep et al. 1998; Harrowfield & Keep 2005). Przeprowadzono znaczną debatę na temat tego, czy system regionalny jest jednym z normalnych uskoków (np. Woods 1988) lub czy obserwowane normalne przemieszczenie błędu występuje w ogólnym lewostronnym systemie klucza (Nelson 1989; Shuster et al. 1998). Zaobserwowane przemieszczenie normalne w przypadku uderzeń ne– SW jest zgodne z wcześniej opisaną maksymalną orientacją naprężeń poziomych NE-SW w regionie, jeśli naprężenie pionowe jest maksymalnym naprężeniem głównym (normalny system uskoków) i zgodne z ruchem lewostronnym w przypadku uderzeń ENE –WSW o stromym zanurzeniu, jeśli maksymalne naprężenie poziome jest maksymalnym naprężeniem głównym (system uskoków uderzeniowych). Wiele współczesnej debaty na temat źródeł naprężeń odpowiedzialnych za deformację wewnątrzplate dotyczy rozróżnienia naprężeń przenoszonych od odległych interakcji granicznych płyty w porównaniu do bardziej lokalnych, wewnątrz płyty źródeł, takich jak trakcje przekazywane z płaszcza u podstawy odkształcania regionów lub procesów związanych z hotspot. W większości obszarów kontynentalnych, takich jak Europa Zachodnia, Ameryka Południowa i stabilna Ameryka Północna, obecnie maksymalna pozioma orientacja naprężeń jest stała na przestrzeni tysięcy kilometrów i zasadniczo pokrywa się z kierunkiem bezwzględnej prędkości płyty (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Ta obserwacja doprowadziła wielu badaczy do wniosku, że siły graniczne płyt są główną kontrolą nad charakterem wewnątrzplate stress field (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). W przeciwieństwie do tych innych płyt, orientacje naprężeń na kontynencie australijskim różnią się znacznie i generalnie nie są równoległe do kierunku NNE bezwzględnego ruchu płyty (Fig.1 & 2). W kontekście deformacji neotektonicznej kontynentu australijskiego nie można wykluczyć roli stosunkowo lokalnych, wewnątrzpłytkowych źródeł naprężeń w deformacji napędowej w każdym z szeroko wyodrębnionych regionów, które opisaliśmy. Jednak, jak przedstawiono powyżej, wzór rozkładu naprężeń tektonicznych pochodzących z dzisiejszych danych o naprężeniach wskazuje na kontrolę długości fali, która jest teraz dobrze rozumiana w kategoriach złożonego zestawu interakcji płytkowych (Coblentz et al. 1998; Reynolds et al. 2003). Stosunkowo wysoki poziom aktywnej sejsmiczności wskazuje również na stosunkowo wysokie natężenia naprężeń i sugeruje, że w geologicznych skalach czasowych spodziewalibyśmy się stałego rekordu w zakresie struktur neotektonicznych. Istnieje rzeczywiście taki rekord w każdej z czterech głównych stref sejsmogenicznych Australii. Co więcej, orientacje struktur neotektonicznych są zgodne ze schematem dzisiejszych naprężeń, a tam, gdzie struktury neotektoniczne są eksponowane lub ujawniane w sekcjach sejsmicznych, ich styl jest zgodny z dzisiejszymi orientacjami naprężeń. Razem, te obserwacje zapewniają silny przypadek, że trwające wewnątrzplate deformacji pola kontynentu australijskiego jest pierwotną odpowiedzią na odległych płyt pogranicznych interakcji. Na poparcie tego argumentu, późny mioceński początek australijskiego pola naprężeń w Australii SE, na co wskazują badania strukturalne i sedymento-logiczne, czasowo zbiega się ze znaczącymi zmianami w charakterze Indo-Australijskich stref granicznych płyt (Fig. 1). Zmiany te obejmują: (1) Początek transpresji i budowania gór w Nowej Zelandii w odniesieniu do zwiększonej konwergencji płyt Pacyfiku i Australii (Sutherland 1996; Walcott 1998); (2) początek deformacji ściskającej i podnoszenia wzdłuż grzbietu Macquarie (Duncan & Varne 1988; Massell i in. 2000); (3) początek deformacji transpresyjnej i podniesienia w Nowej Gwinei (Hill & Hall 2003; Packham 1996); (4) zderzenie między płaskowyżem Ontong Java a łukiem Salomona (Petterson et al. 1997; Wessel & Kroenke 2000); (5) początek deformacji w środkowym Oceanie Indyjskim (Cochran 1990; Krishna et al. 2001); oraz (6) główne normalne uskoki w Himalajsko-tybetańskim orogenie (Harrison et al. 1992; Pan & Omawiane powyżej obszary aktywne sejsmicznie i neotektonicznie znacznie kontrastują ze wschodnią częścią wielkiej australijskiej Bight passive margin, która graniczy z Oceanem Południowym (fig.2 & 10). Obszar ten ma jedne z najniższych wskaźników aktywności sejsmicznej …