… de Sandiford (2003 b) și Quigley și colab. (2006). Defectele asociate sunt în mare parte îngropate sub ventilatoare aluvionare, dar sunt expuse ocazional în secțiunile de coastă și fluviale. La Sellicks Beach canioanele oferă secțiuni de la peretele suspendat până la peretele piciorului defectului Willunga (Fig. 7d). Mișcarea inversă a defecțiunii este indicată de urmele abrupte de eroare de scufundare spre est în secvența de perete suspendat aproape de urma principală a defecțiunii. Înclinarea Oligocenului în secțiunea Miocenului inferior indică deformarea Miocenului post-timpuriu (Sandiford 2003 B ). Defecțiunea Milendella face parte din sistemul de defect de delimitare a intervalului estic al Muntelui Lofty Ranges, lovește nord-sud și cuprinde o împingere de scufundare spre vest care juxtapune roci metamorfice cambriene în peretele agățat împotriva Miocenului și rocilor cuaternare din peretele piciorului (Fig. 7e). Mai la nord, în gamele Flinders, Burra, Wilkatana și Paralana defectele toate împing subsolul Proterozoic peste depozitele cuaternare (C L rier și colab. 2005; Quigley și colab. 2006; Fig. 7c). Măsurătorile de câmp ale orientărilor de eroare și ale liniilor slicken pe defectele Wilkatana, Burra și Mundi Mundi produc o orientare maximă principală a paleostresului similară cu tensiunile deduse în prezent derivate din mecanismele focale istorice ale cutremurului (Quigley și colab. 2006; Fig. 7b). Dovezile activității neotectonice în onshore SW Australia de Vest este mai puțin dramatică decât în Flinders și Muntele Lofty ranges din Australia de Sud. Topografia este mai redusă și nu suntem conștienți de secțiuni prin defecte neotectonic-active, deși șanțarea scarp defect Hyden (Fig. 2) a dezvăluit dovezi ale deplasării cuaternare repetate (Clark și colab. 2008). Cu toate acestea, analiza recentă a datelor digitale de elevație a relevat numeroase defecte scarps (Clark 2005; Fig. 8). Falia scarps lovește nord-sud în întreaga regiune. Majoritatea scarp-urilor în care un sens de deplasare ar putea fi determinat din datele digitale de elevație sugerează deplasarea inversă a defectului de bază (Clark 2005). Nouăsprezece dintre caracteristici au fost verificate prin truthing la sol și variază în vârstă aparentă de la mai puțin de o mie de ani la multe zeci de mii de ani (Clark 2005). Scarpele de eroare inversă nord-sud izbitoare ale SW Australia de Vest sunt în concordanță cu regimul de stres actual descris anterior, cu un stres orizontal maxim orientat est–vest, așa cum se deduce din mecanismele focale istorice ale cutremurului, supracoring și rupturi de foraj. Capul De Nord-Vest (Fig. 9) este o peninsulă formată din Anticlina Cape Range, a cărei lovitură NNE este paralelă cu linia de coastă a peninsulei (traseul anticlinal onshore prezentat în Fig. 9a). Intervalul Dur (Fig. 9b) și Giralia anticlines sunt paralele cu anticline Cape Range și sunt, de asemenea, ambele evidente pe datele digitale de elevație pentru zonă. Mai multe insule din bazinul Carnarvon acoperă, de asemenea, anticline, cea mai mare dintre acestea fiind Insula Barrow, care este situată de-a lungul creastei Anticlinei Barrow, unde inversiunea largă este clară (Fig. 9c, d). Anticlina inversată a insulei Barrow urmează aceeași tendință NNE ca anticlinele din North West Cape. Figura 9 prezintă Cape Range, Barrow și o a treia structură anticlinală NNE-trending, cartografiată de Barber (1988), cu o creștere majoră datată ca ‘Miocen’. Anticlinele sunt, în general, asimetrice, deoarece s-au dezvoltat ca falduri de propagare a defectelor deasupra defecțiunilor normale reactivate invers (Hocking 1988). Deși reactivarea inversă a defectelor normale mai vechi și creșterea asociată a anticlinelor de propagare a defectelor, este în general datată ca Miocen în bazinul Carnarvon (de exemplu, Barber 1988; consistent și colab. 2002), au fost publicate puține date detaliate despre vârsta creșterii lor. Terasele Marine Pleistocene apărute pe Anticlina Cape Range indică faptul că deformarea a continuat după Miocen (Van de Graff și colab. 1976). Într-adevăr, Platoul Exmouth de apă mai adâncă a fost pliat și înălțat în mod semnificativ în timpul acestui eveniment Miocen (Barber 1988), iar doming-ul fundului actual sugerează că deformarea continuă până în prezent. Există, de asemenea, dovezi din variația onlap și facies în Paleogen și Cretacic care indică faptul că unele anticline au fost prezente încă din acele vremuri (Hocking 1988). Această deformare continuă până în prezent în Cratonul Pilbara adiacent bazinului Carnarvon este demonstrată de sistemele de fracturi neotectonice din pavajele de granit care taie petroglifele aborigene (Clark & Bodorkos 2004). Direcția palaeostress orizontală maximă orientată spre ESE implicată de anticlinele cu tendințe NNE și defectele normale inversate ale bazinului Carnarvon este în concordanță cu orientarea ese descrisă anterior a stresului orizontal maxim actual dedus din rupturile de foraj și fracturile de tracțiune induse de foraj în puțurile de explorare a petrolului din regiune. La celălalt capăt al marjei pasive australiene NW, regiunea Mării Timorului a marjei este în coliziune cu arcul insulei banda Indoneziană (Fig. 1), cu fosta marjă pasivă deformată în această zonă activă de coliziune. Insula Timorului (Fig. 3) cuprinde material acumulat din placa australiană, iar șanțul Timorului adânc de 2000 m la sud de Timor este un bazin forestier subumplut pe partea australiană a zonei de coliziune. Marea Timorului este subliniată de marja pasivă australiană la sud de jgheabul Timorului. Reactivarea defecțiunilor Neogene până la recente este frecventă în Marea Timorului, cu multe defecte care ajung pe fundul mării. Stilul defectării neotectonice este diferit de cel observat în altă parte din Australia și este dominat de scufundări abrupte, ne-SW până la ENE–WSW – defecte izbitoare pe care există o deplasare normală aparentă Neogene-până-recentă (Keep și colab. 1998; Harrowfield & păstrați 2005). Au existat dezbateri considerabile cu privire la faptul dacă sistemul regional este unul de defectare normală (de exemplu, Woods 1988) sau dacă deplasarea normală observată a defecțiunii are loc într-un sistem general de chei stânga-lateral (Nelson 1989; Shuster și colab. 1998). Deplasarea normală observată la defecțiunile de lovire NE– SW este în concordanță cu orientarea de solicitare orizontală maximă ne-SW descrisă anterior în regiune dacă tensiunea verticală este tensiunea principală maximă (regim normal de defecțiune) și în concordanță cu mișcarea laterală stângă la scufundarea abruptă a defectelor de lovire ENE –WSW dacă tensiunea orizontală maximă este tensiunea principală maximă (regim de eroare de lovire-alunecare). O mare parte din dezbaterea contemporană cu privire la sursele de stres responsabile de deformarea intraplacă este preocupată de distingerea stresului transmis de interacțiunile la limita plăcii îndepărtate față de mai multe surse locale, în interiorul plăcii, cum ar fi tracțiunile transmise din manta la baza regiunilor deformante sau a proceselor legate de hotspot. În majoritatea zonelor continentale, cum ar fi Europa de Vest, America de Sud și America de Nord stabilă, orientarea maximă a stresului orizontal actual este constantă pe mii de kilometri și, în linii mari, este paralelă cu direcția vitezei absolute a plăcii (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Această observație i-a determinat pe mulți anchetatori să concluzioneze că forțele limită ale plăcilor sunt controlul principal asupra caracterului câmpului de stres intraplat (Zoback 1992; Richardson 1992; G lke & Coblentz 1996). Spre deosebire de aceste alte plăci, orientările de stres din continentul Australian variază semnificativ și, în general, nu sunt paralele cu direcția NNE a mișcării absolute a plăcii (Figurile 1 & 2). În contextul deformării Neotectonice a continentului Australian, nu este posibil să se excludă rolul surselor de stres relativ locale, în interiorul plăcii, în deformarea de conducere în fiecare dintre regiunile larg separate pe care le-am descris. Cu toate acestea, așa cum s-a subliniat mai sus, Modelul distribuției stresului tectonic derivat din datele de stres actuale indică un control al lungimii de undă lungi, care este acum bine înțeles în termenii unui set complex de interacțiuni placă-limită (Coblentz și colab. 1998; Reynolds și colab. 2003). Nivelurile relativ ridicate de seismicitate activă indică în continuare magnitudini de stres relativ ridicate și sugerează că la scări de timp geologice ne-am aștepta la o înregistrare permanentă în ceea ce privește structurile neotectonice. Există într-adevăr o astfel de înregistrare în fiecare dintre cele patru zone seismogene principale din Australia. Mai mult, orientările structurilor neotectonice sunt în acord cu modelul stresului actual și, acolo unde structurile neotectonice sunt expuse sau dezvăluite în secțiuni seismice, stilul lor este în concordanță cu orientările actuale de stres. Împreună, aceste observații oferă un caz puternic că câmpul de deformare intraplacă în curs de desfășurare al continentului Australian este un răspuns primar la interacțiunile limită ale plăcilor îndepărtate. În sprijinul acestui argument, debutul miocenului târziu al câmpului de stres Australian În SE Australia, așa cum este indicat de studiile structurale și sedimento – logice, coincide temporal cu schimbări semnificative în natura zonelor de graniță ale plăcilor Indo-australiene (Fig. 1). Aceste modificări includ: (1) debutul transpirației și construirea montană în Noua Zeelandă referitoare la creșterea convergenței plăcilor Pacific-australiene (Sutherland 1996 ;Walcott 1998); (2) debutul deformării compresionale și înălțării de-a lungul crestei Macquarie (Duncan & Varne 1988; Massell și colab. 2000); (3) debutul deformării și ridicării transpesionale în Noua Guinee (Hill & Hall 2003; Packham 1996); (4) coliziune între Platoul Ontong Java și Arcul Solomon (Petterson și colab. 1997; Wessel & Kroenke 2000); (5) debutul deformării în centrul Oceanului Indian (Cochran 1990; Krishna și colab. 2001); și (6) defectarea normală majoră în Orogenul Himalayan –Tibetan (Harrison și colab. 1992; Pan & Kidd 1992). Regiunile active seismic și neotectonic discutate mai sus contrastează semnificativ cu partea estică a Marii margini pasive australiene Bight care se învecinează cu Oceanul de Sud (figurile 2 & 10). Această zonă are printre cele mai scăzute rate de activitate seismică dintre toate …