… par Sandiford (2003 b) et Quigley et coll. (2006). Les failles associées sont en grande partie enfouies sous des ventilateurs alluviaux, mais sont parfois exposées dans les sections côtières et fluviales. À Sellicks Beach, les canyons fournissent des sections allant du mur suspendu au pied de la faille de Willunga (Fig. 7d). Le mouvement inverse de la faille est indiqué par des traces de faille abruptes plongeant vers l’est dans la séquence de la paroi suspendue près de la trace de faille principale. L’inclinaison de la section Oligocène-Miocène inférieur indique une déformation post-Miocène inférieur (Sandiford, 2003 b). La faille de Milendella fait partie du système de failles délimitant la chaîne orientale des chaînes du Mont Lofty, frappe du nord au sud et comprend une poussée plongeante vers l’ouest qui juxtapose des roches métamorphiques du Cambrien dans le mur de suspension contre des roches du Miocène et du Quaternaire dans le mur de pied (Fig. 7e). Plus au nord, dans les chaînes Flinders, les failles Burra, Wilkatana et Paralana ont toutes poussé le sous-sol protérozoïque au-dessus des dépôts quaternaires (C l rier et al. 2005; Quigley et coll. 2006; Fig. 7c). Les mesures sur le terrain des orientations des failles et des lignes de glissement sur les failles Wilkatana, Burra et Mundi Mundi donnent une orientation paléostress principale maximale similaire aux contraintes actuelles inférées dérivées des mécanismes focaux sismiques historiques (Quigley et al. 2006; Fig. 7b). Les preuves d’activité néotectonique dans le Sud-Ouest de l’Australie-Occidentale sont moins spectaculaires que dans les chaînes Flinders et Mount Lofty en Australie-Méridionale. La topographie est plus modérée et nous ne connaissons pas de sections à travers des failles à activité néotectonique, bien que le creusement de tranchées de l’escarpement de la faille de Hyden (Fig. 2) a révélé des preuves de déplacements quaternaires répétés (Clark et al. 2008). Cependant, une analyse récente des données numériques d’élévation a révélé de nombreuses failles (Clark 2005; Fig. 8). Les escarpements de faille frappent du nord au sud toute la région. La plupart des escarpements où un sens de déplacement a pu être déterminé à partir des données numériques d’élévation suggèrent un déplacement inverse sur la faille sous-jacente (Clark 2005). Dix-neuf de ces caractéristiques ont été vérifiées par vérification au sol et leur âge apparent varie de moins de mille ans à plusieurs dizaines de milliers d’années (Clark 2005). Les escarpements de failles inversées nord-sud frappants du Sud-Ouest de l’Australie occidentale sont compatibles avec le régime de contrainte actuel de failles inversées décrit précédemment avec une contrainte horizontale maximale orientée est–ouest, déduit des mécanismes focaux historiques du tremblement de terre, du surfaçage et des éruptions de forage. Le Cap Nord-Ouest (Fig. 9) est une péninsule formée par l’anticlinal de la chaîne du Cap, dont la grève NNE est parallèle au littoral de la péninsule (la trace anticlinale terrestre représentée sur la Fig. 9 bis). La Plage Approximative (Fig. 9b) et les anticlinaux de Giralia sont parallèles à l’anticlinalaire de la chaîne du Cap et sont également apparents sur les données numériques d’élévation de la région. Plusieurs îles du bassin de Carnarvon recouvrent également des anticlinaux, la plus grande d’entre elles étant l’île Barrow qui est située le long de la crête de l’anticlinique Barrow où une large inversion est claire (Fig. 9c, d). L’anticlinal inversé de l’île Barrow suit la même tendance NNE que les anticlinaux du Cap Nord-Ouest. La figure 9 montre l’aire de répartition du Cap, la Brouette et une troisième structure anticlinale à tendance NNE cartographiée par Barber (1988) avec une croissance majeure datée du Miocène. Les anticlinaux sont généralement asymétriques car ils se sont développés sous forme de plis de propagation de failles au-dessus de failles normales réactivées en sens inverse (Hocking, 1988). Bien que la réactivation inverse des failles normales plus anciennes, et la croissance associée des anticlinaux de propagation des failles, soit généralement datée du Miocène dans le bassin de Carnarvon (par exemple Barber 1988; Hearty et al. 2002), peu de datations détaillées sur l’âge de leur croissance ont été publiées. Les terrasses marines émergées du Pléistocène sur l’anticlinal de la chaîne du Cap indiquent que la déformation s’est poursuivie après le Miocène (Van De Graff et al. 1976). En effet, le plateau d’Exmouth, en eaux plus profondes, a été considérablement plissé et surélevé au cours de cet événement du Miocène (Barber, 1988) et le bombage du fond marin actuel suggère que la déformation se poursuit jusqu’à nos jours. Il existe également des preuves de la variation de l’onlap et du faciès dans le Paléogène et le Crétacé qui indiquent que certains anticlinaux sont présents depuis cette époque (Hocking, 1988). Cette déformation continue jusqu’à nos jours dans le Craton de Pilbara adjacent au bassin de Carnarvon est démontrée par des systèmes de fractures néotectoniques dans des chaussées de granit qui découpent des pétroglyphes autochtones (Clark&Bodorkos 2004). La direction de paléostress horizontale maximale orientée ESE impliquée par les anticlinaux à tendance NNE et les failles normales inversées du bassin de Carnarvon est compatible avec l’orientation ESE décrite précédemment de la contrainte horizontale maximale actuelle déduite des ruptures de forage et des fractures de traction induites par le forage dans les puits d’exploration pétrolière de la région. À l’autre extrémité de la marge passive australienne au Nord-Ouest, la région de la marge de la mer de Timor est en collision avec l’arc de l’île indonésienne de Banda (Fig. 1), l’ancienne marge passive étant déformée dans cette zone de collision active. L’île de Timor (Fig. 3) comprend des matériaux accrétés de la plaque australienne et la tranchée de Timor à 2000 m de profondeur au sud de Timor est un bassin d’avant-pays sous-rempli du côté australien de la zone de collision. La mer de Timor est sous-tendue par une marge passive australienne au sud du creux de Timor. La réactivation de failles néogènes à récentes est fréquente dans la mer de Timor, de nombreuses failles atteignant le fond marin. Le style de faille néotectonique est différent de celui observé ailleurs en Australie et est dominé par des failles frappantes NE–SW à ENE–WSW à forte pente sur lesquelles il y a un déplacement normal apparent du Néogène au récent (Keep et al. 1998; Harrowfield &Garder 2005). Il y a eu un débat considérable sur la question de savoir si le système régional est un système de failles normales (par exemple Woods, 1988) ou si le déplacement normal de failles observé se produit dans un système global de clés latérales gauche (Nelson, 1989; Shuster et al. 1998). Le déplacement normal observé sur les défauts de frappe NE–SW est compatible avec l’orientation de contrainte horizontale maximale NE–SW décrite précédemment dans la région si la contrainte verticale est la contrainte principale maximale (régime de faille normal) et compatible avec le mouvement latéral gauche sur les défauts de frappe ENE-WSW à forte pente si la contrainte horizontale maximale est la contrainte principale maximale (régime de faille de glissement). Une grande partie du débat contemporain sur les sources de contrainte responsables de la déformation intraplaque concerne la distinction entre les contraintes transmises par des interactions distantes aux limites de la plaque et des sources plus locales à l’intérieur de la plaque, telles que les tractions transmises par le manteau à la base des régions déformantes ou des processus liés aux points chauds. Dans la plupart des régions continentales telles que l’Europe occidentale, l’Amérique du Sud et l’Amérique du Nord stable, l’orientation de contrainte horizontale maximale actuelle est constante sur des milliers de kilomètres et est globalement parallèle à la direction de la vitesse absolue des plaques (Zoback, 1992; Richardson, 1992; G lke &Coblentz, 1996). Cette observation a conduit de nombreux chercheurs à conclure que les forces aux limites des plaques sont le principal contrôle du caractère du champ de contrainte intraplate (Zoback, 1992; Richardson, 1992; G lke & Coblentz, 1996). Contrairement à ces autres plaques, les orientations de contrainte sur le continent australien varient considérablement et ne sont généralement pas parallèles à la direction NNE du mouvement absolu de la plaque (Figures 1 &2). Dans le contexte de la déformation néotectonique du continent australien, il n’est pas possible d’exclure le rôle de sources de contraintes relativement locales à l’intérieur de la plaque dans la déformation motrice dans chacune des régions largement séparées que nous avons décrites. Cependant, comme indiqué ci-dessus, le modèle de distribution des contraintes tectoniques dérivé des données de contraintes actuelles indique un contrôle de longue longueur d’onde qui est maintenant bien compris en termes d’un ensemble complexe d’interactions plaque-frontière (Coblentz et al. 1998; Reynolds et coll. 2003). Les niveaux relativement élevés de sismicité active indiquent en outre des magnitudes de contrainte relativement élevées et suggèrent qu’à des échelles de temps géologiques, nous nous attendrions à un record permanent en termes de structures néotectoniques. Il existe en effet un tel record dans chacune des quatre principales zones sismogènes de l’Australie. De plus, les orientations des structures néotectoniques s’accordent avec le modèle de la contrainte actuelle et, lorsque des structures néotectoniques sont exposées ou révélées dans des sections sismiques, leur style est cohérent avec les orientations de contrainte actuelles. Ensemble, ces observations fournissent une preuve solide que le champ de déformation intraplaque en cours sur le continent australien est une réponse primaire aux interactions distantes aux limites des plaques. À l’appui de cet argument, l’apparition à la fin du Miocène du champ de contrainte australien en Australie du Sud-Est, comme l’indiquent les études structurales et sédimentologiques, coïncide temporellement avec des changements significatifs dans la nature des zones limites des plaques indo-australiennes (Fig. 1). Ces changements comprennent: (1) le début de la transpression et de la construction de montagnes en Nouvelle–Zélande en relation avec une convergence accrue des plaques Pacifique-australienne (Sutherland, 1996; Walcott, 1998); (2) le début de la déformation en compression et du soulèvement le long de la crête de Macquarie (Duncan & Varne, 1988; Massell et coll. 2000); (3) le début de la déformation transpressive et du soulèvement en Nouvelle-Guinée (Hill&Hall 2003; Packham 1996); (4) collision entre le plateau d’Ontong Java et l’Arc de Salomon (Petterson et al. 1997; Wessel &Kroenke 2000); (5) le début de la déformation dans le centre de l’océan Indien (Cochran 1990; Krishna et al. 2001); et (6) failles normales majeures dans l’orogène himalayen-tibétain (Harrison et al. 1992; Pan &Kidd 1992). Les régions sismiquement et néotectoniquement actives discutées ci-dessus contrastent nettement avec la partie orientale de la marge passive de la Grande Baie australienne qui borde l’océan Austral (Figs 2 &10). Cette zone a parmi les taux d’activité sismique les plus faibles de toutes…