印度尼西亞地質/班達弧
班達弧是印度尼西亞東部面向西部的馬蹄形弧，定義了印度-澳大利亞板塊、太平洋板塊和歐亞板塊三個主要板塊匯聚和碰撞的軌跡。中生代南部特提斯地殼的碎片現在形成了班達海的基底。在周圍的島嶼上，班達地體的亞洲親緣前弧疊覆體（可能包括超鎂鐵質岩石和年輕的鎂鐵質火山岩）在構造上覆蓋著澳大利亞親緣被動邊緣單元，這些單元被吸積到上盤上。班達地體變質岩產出始新世冷卻年齡，並記錄了班達海開裂之前大印度尼西亞弧（GIA）發生的事件，以及中新世至今的弧-大陸碰撞。GIA 是從侏羅紀到漸新世（Carter 等人，1976 年；Haile 等人，1979 年；Earle，1983 年；Harris，2006 年）沿著巽他地塊南緣的活躍大陸弧。澳大利亞親緣同碰撞變質岩出露在帝汶的北海岸，被稱為艾勒烏雜巖，其原巖年齡為二疊紀到侏羅紀。這些岩石的變質冷卻年齡範圍為 12-3 Ma。
從內側（班達海）到外側（前陸盆地），de Smet（1999，圖 1）在外班達弧地質中區分了以下帶：1. 前弧帶，總體上呈塊狀且狹窄；2. 碰撞相關的變質帶，由低階到高階變質岩組成；3. 逆衝褶皺帶，主要由澳大利亞大陸邊緣起源的二疊紀-三疊紀和侏羅紀沉積物構成；4. 由晚中生代和第三紀深水沉積物組成的逆衝褶皺帶；5. 晚新近紀隆起盆地帶。
弧的起源一直是持續爭論的主題，提出的方案可以分為三類：1. 該弧僅由原本直的東-西走向的弧逆時針旋轉 180°形成，其北部相對於南部旋轉（Katili，1975 年；Carrey，1976 年；Audley-Charles，1972 年；Carter 等人，1976 年）。2. 該弧至少從晚白堊世（Norvick，1979 年）就已達到目前的彎曲度。3. 該弧是由澳大利亞大陸塊北部邊緣的碎片形成，導致班達海洋盆的封閉（Silver 等人，1985 年；Bowin 等人，1980 年；Lee & McCabe，1986 年；Lapouille 等人，1985 年；Pigram & Panggabean，1983 年，1984 年；Hartono，1990a 年）。
Richardson & Blundell（1996 年）將提出的構造模型概括為三個主要組，主要來自帝汶的地表觀測
1. 疊瓦模型（Fitch & Hamilton，1974 年；Hamilton，1979 年）主要基於海洋地質和地球物理資料（例如 von der Borch，1979 年；Silver 等人，1983 年；Karig 等人，1987 年）。在這個模型中，帝汶被解釋為在俯衝溝（帝汶海溝）的懸垂壁上疊覆的混亂物質的堆積，基本上形成了一個大型增生稜柱。
2. 逆沖模型可能是最古老的模型，其中帝汶被解釋為阿爾卑斯式逆衝片（例如 Wanner，1913 年）。該模型主要基於地表地質，在那裡帝汶異地塊的逆衝片很好地暴露出來。隨後的研究人員（Carter 等人，1976 年；Barber 等人，1977 年；Barber，1979 年；Haile 等人，1979 年；Brown & Earle，1983 年；Audley-Charles，1981 年，1986a 年，b 年；Price & Audley-Charles，1983 年，1987 年；Harris，2011 年；Audley-Charles & Harris，1990 年）清楚地區分了非澳大利亞起源的異地塊單元和源自澳大利亞大陸的同生地塊單元。
3. 反彈模型（Chamalaun & Grady，1978 年）表明澳大利亞大陸邊緣進入了威塔爾海峽附近的俯衝帶。隨後，大洋岩石圈從大陸部分分離，導致帝汶透過陡峭斷層上的均衡反彈隆起。該模型基於收斂已停止的假設，這與透過帝汶海溝的至少 26 毫米/年的收斂 GPS 測量結果不一致，並且斷層面解表明沿俯衝介面和縫合線附近存在活躍的收斂。沒有證據表明板片撕裂或俯衝極性反轉。
與班達弧的起源密切相關的是圍繞班達海的年齡和形成方式的推測，其起源仍然存在爭議，即它是透過弧後擴張形成的（Barber，1981 年；Carter 等人，1976 年；Hamilton，1988 年；Nishimura & Suparka，1986 年），還是代表了印度洋親緣的被捕獲的洋性岩石圈（Bowin 等人，1980 年；Lee & McCabe，1986 年；Pigram & Panggabean，1983 年；Silver 等人，1985 年）。
正如 Earle（未發表的博士論文，1981 年）最初提出的那樣，帝汶（Sopaheluwakan，1990a 年，b 年，1991 年；Sopaheluwakan 等人，1989 年；Helmers & Sopaheluwakan，1989 年，Helmers 等人，1989 年；Stanley and Harris，2009 年；Harris 2011 年）和布魯-塞蘭微板塊（Linthout 等人，1989 年，1991 年；Sopaheluwakan，1993 年；Sopaheluwakan 等人，1992 年）的最新研究提供了對班達弧變質基底起源的另一種解釋，強調了 Lherzolitic 超鎂鐵質岩石的重要作用，而以前的模型忽視了這一點。
板塊構造理論預測存在增生楔，它由從洋底刮下來的遠端沉積物組成，位於弧的內側。然而，de Smet（1999 年）在這裡發現了大陸基底岩石和早中生代大陸沉積物。這種情況被解釋為澳大利亞大陸邊緣在中新世澳大利亞與班達俯衝帶之間的板塊碰撞過程中發生反轉過程的結果。de Smet（1999 年）得出結論，外班達弧不是一個增生複合體，而是澳大利亞大陸壓縮的北部邊緣。在中生代和第三紀期間積累的澳大利亞大陸邊緣沉積物的負荷被推到大陸基底地殼塊的後面，形成外班達弧現在的島嶼和山脈。然而，沒有發現澳大利亞基底參與的證據。帝汶所有變質岩的年齡都是前侏羅紀（班達地體）或中新世-上新世。
11.2.1. 帝汶
帝汶的地層由於構造複雜而非常複雜。一般來說，帝汶的地層分為三個層序，即岡瓦納層序、被動邊緣層序和同造山層序，其年代範圍從二疊紀到更新世。本章是 Sawyer 等人（1992 年）的縮寫版。
11.2.1.1. 基底巖
出露在帝汶的變質岩的親緣關係尚不清楚。穆蒂斯-洛洛託伊雜巖的片岩、千枚巖、角閃巖和相關的蛇紋岩代表了晚侏羅紀到早白堊世的弧-溝地殼（例如 Earle，1979 年；Harris，2006 年）。在帝汶沒有發現前晚石炭紀的岩石。最古老的變質岩為始新世（Standley and Harris，2009 年）。Earle（1981 年）表明，在帝汶西部變質雜巖中識別出的重礦物組合與帝汶上的二疊紀-三疊紀地層不同，並且與來自大陸基底的衍生不符。
11.2.1.2. 剋剋內諾層序
剋剋內諾層序的年代範圍從早二疊紀到中侏羅紀，並伴有上侏羅紀間斷。該單元包括阿塔霍克和克里巴斯組、三疊紀尼奧夫、艾圖圖和巴布魯組，以及侏羅紀懷盧利組。嚴格從地層學角度來看，二疊紀馬烏比塞組可以與剋剋內諾層序聯絡起來。然而，這與構造觀測結果形成對比，構造觀測結果表明需要進行構造分離（Audley-Charles，1968 年）。Sawyer 等人，暫時引入了“特提斯邊緣推覆體”一詞來反映馬烏比塞發生情況的差異。
11.2.1.2.1. 馬烏比塞組
馬烏比塞組主要由早二疊世到晚二疊世石灰岩和噴出巖組成，是帝汶西部已知最古老的岩石（de Roever，1940 年；Audley-Charles，1968 年）。腕足動物組合的比較表明馬烏比塞是在岡瓦納的一部分形成的（Bird and Cook，1991 年）。馬烏比塞最常見的巖性為紅色到紫色生物鈣質砂岩、粒屑灰巖和富含珊瑚、海百合、苔蘚蟲、腕足動物、頭足類動物和紡錘蟲碎片的礫屑灰巖。基質通常為重結晶的微晶灰巖，方解石膠結物取代了大多數生物碎屑。次要的馬烏比塞相包括塊狀白色到灰色石灰岩、層狀微晶灰巖、稀疏的夾層碎屑岩和河道充填沉積物，在巖性上等同於二疊紀的克里巴斯組。
11.2.1.2.2. 阿塔霍克組
東帝汶的阿塔霍克組根據菊石的年代確定為早二疊世薩克馬裡階（Bird，1987 年）。在帝汶西部，阿塔霍克組的出露並不廣泛，僅出現在偏遠西北海岸線和帝汶西部北部。阿塔霍克組的底部接觸面在帝汶西部沒有記錄。Bird（1987 年）描述了阿塔霍克組與上覆克里巴斯組之間由杏仁狀玄武岩組成的上部接觸面。Rosidi 等人（1981 年）將帝汶西部的大面積地區歸類為二疊紀的剋剋內諾系，後來發現其年代為三疊紀，並重新歸類為尼奧夫組和巴布魯組。阿塔霍克組砂岩為細粒、中等分選的石英長石砂岩，含有大型黃鐵礦化的木質碎片，以及穆蒂斯/洛洛託伊等效（？）千枚巖和頁岩的岩屑碎片（Sawyer 等人，1992 年）。
11.2.1.2.3. 克里巴斯組
Audley-Charles（1968 年）在東帝汶建立了早二疊世克里巴斯組的分類。Bird（1987 年）描述了五個主要相，這些相具有橫向連續、急變的層界，包括雜色砂、粉砂、黑色頁岩和生物碎屑灰巖，厚度大於 400 米。該地層僅在北部山脈的某些部分出露。砂岩根據岩石學分析被分類為雙峰、細粒到粗粒長石岩屑砂岩。物源區靠近基性巖。沉積環境為淺水陸棚，這與 Bird（1987 年）識別的阿託模斯動物群相一致，這些動物群代表了水深 20-50 米的溫帶到亞熱帶水域。沉積構造表明濁流是沉積物搬運的常見方式。
11.2.1.2.4. 尼奧夫組
早、中三疊紀 Niof 組地層接觸面通常很尖銳，並呈現出許多沉積構造。層內生長斷層、大規模滑塌和其他同沉積構造很常見。主要巖性包括層狀薄層泥岩、紅色、灰色、黑色和棕色頁岩，伴有撕裂碎屑、粉砂岩、符合灰色巖場分類的砂岩、碳酸鹽泥岩和脆性石灰岩。在北部山區，阿坦布阿以北，Sawyer 等人（1992）觀察到一系列小型露頭，初步歸類為 Niof 組。這些露頭由亞圓形至稜角狀礫岩組成，礫石為 Maubisse 石灰岩、含正長石斑晶的粗面岩、中性火山岩、安山岩和花崗岩。微晶基質結構由粉砂岩和含雲母砂岩組成。該剖面與細粒、堅硬的火山角礫岩斷層接觸，向北，與 Maubisse 組 Atapupu 相的蛇紋石化橄欖岩接觸。
11.2.1.2.5. AITUTU 組
Aitutu 組的主要巖性為白色至偶爾為粉紅色的石灰岩，夾層碳酸鹽泥岩，顏色從淺灰色到黑色不等。有時在石灰岩中沉澱出圓形燧石。在露頭中，單元層發育良好，厚度約為 45-60 釐米，接觸面尖銳、平坦。沿層理面，大型動物化石如 Halobia、Daonella、Monotis、各種菊石和其他化石碎片很常見。Aitutu 組在北部山區出露，接觸面為非同期接觸，部分與 Niof 組和 Babulu 組過渡，與 Cook（1986）的觀點一致。與下侏羅統 Wai Luli 組的上部接觸面為同步接觸，可從巖性特徵上識別出來，以主要為頁岩為特徵。Aitutu 組沉積環境主要為開闊海域、外陸架至斜坡，可能遠離 Niof 組和 Babulu 組。
11.2.1.2.6. BABULU 組
Babulu 組的巖性由互層頁岩和粉砂、砂質條帶和 Lapunif 段的大塊砂岩組成（Gianni，1971；Cook，1986）。接觸面明顯但起伏不定。Babulu 組最上部的巖性可能由脆性、交錯層狀石灰岩和淺灰色鈣質頁岩組成，與 Aitutu 組的部分巖性相似。在露頭中，Lapunuf 段的風化面總是呈現黃褐色，新鮮面呈鹽和胡椒灰顏色。大塊砂岩中的層理面厚度通常為 60 釐米至 3 米。沉積構造非常普遍，包括層理、生物成因特徵和泥裂。層理面含有腕足類和小型菊石，豐富的定向植物碎片、泥裂、基底標誌和 Nereites 相的遺蹟化石（Cook，1986）。Sawyer 等人的年代與 Cook（1986）的年代基本一致，從早中諾利期到晚卡尼期不等。然而，過渡性的 Babulu 組和 Niof 組頁岩的年代均為拉丁期。Babulu 組沉積在三疊紀主要海平面海侵結束時的巨大後退砂楔中。我們推測古環境在近岸至陸架斜坡斷裂之間波動，沉積來自三角洲前積和濁流。
11.2.1.2.7. WAI LULI 組
侏羅紀 Wai Luli 組主要由均勻的深灰色泥岩和頁岩組成，夾層富含有機質的石灰岩、泥灰岩和粉砂岩。粉砂岩在未風化的情況下總是呈均勻的深灰色。泥岩和石灰岩在新鮮面上呈淡藍色、黃色或綠色。富含有機質的石灰岩呈現毫米級的顏色帶和層理，以及分支狀遺蹟化石，以及充填的洞穴，呈現出特徵性的斑駁灰色外觀。互層單元的厚度始終小於 60 釐米，接觸面尖銳，通常含有平行層理的菊石組合（Sawyer 等人，1992）。奧德利·查爾斯（1968）估計東帝汶剖面的厚度在 800-1000 米之間。
Sawyer 等人（1996）對一些樣品進行了年代測定，所有樣品的年代均在早、中侏羅世赫唐階至卡洛夫階之間。沉積環境為淺水內陸架至中陸架。上覆早白堊世 Nakfunu 組緊隨其後的是一個非沉積間斷，涵蓋了晚卡洛夫階至提通階。Wai Luli 組與上覆 Oe Baat 組的接觸面尚未在 Wai Luli 組和更年輕的 Oe Baat 組巖性之間得到描述。
與 Kekneno 序列的二疊紀和三疊紀年代單元相比，Wai Luli 組在北部山區尚未被發現。這可能是由於侵蝕或 Wai Luli 組超壓頁岩是 Kekneno 序列與上部逆衝片之間主要剝離面的位置。後者意味著 Wai 組在構造上被納入了 Sonnebait 混雜巖（Harris 等人，準備中）。
11.2.1.3. KOLBANO 序列
Kolbano 序列的巖性範圍從晚侏羅世提通階至早新世。地層包括提通階至貝里阿斯階 Oe Baat 組、早白堊世 Nakfunu 組、白堊世 Menu 組和第三紀 Ofu 組（Harris 2011）。該層序被四個主要間斷或縮減層所打斷，它們出現在：1）中白堊世阿爾比階至土侖階，2）早古新世，3）漸新世，區域性延伸至早中新世，4）早新世之後。由於侵蝕、逆衝作用的剝蝕、俯衝至班達地體之下或向班達地體的 Palelo 群過渡到遠端相，以及該地體後來在構造上縮短（Sawyer 等人，1992），Kolbano 序列的露頭在南部山區以北很少見。南部山區的 Kolbano 序列巖性形成一個向後陸（北）傾斜的前緣疊瓦扇，由正面增生的澳大利亞邊緣物質組成（例如 Harris，1991；2011）。該單元向北以構造接觸面與 Kekneno 序列相接，從 Boti-Merah 逆衝的逆衝斷層切斷坡道開始，剝離面逐漸上升，到南部海岸，剝離面位於 Kolbano 序列的上部。
11.2.1.3.1. OE BAAT 組
Oe Baat 組的大塊砂岩相很少見層理面，但當觀察到時，由交替的粉砂岩和砂岩組成。剖面底部由褐色至黑色粉砂岩和頁岩組成，伴有褐鐵礦結核。頁岩的年代為晚侏羅世提通階（Sawyer，1992）。層狀、含 glauconite 相的沉積環境為淺水陸架，而大塊砂岩相的海洋性較差。Charlton（1987）認為，glauconite 和磷酸鹽礦物的豐富性表明該地區靠近一個上升流的淺水陸架。大塊段的結構成熟度、長石成分和石英顆粒的亞稜角性表明靠近一個抬升的沉積和陸相花崗岩或片麻岩來源。Sawyer 等人（1992）和 Charlton（1987）認為該組的厚度為 480 米。Sawyer 等人（1992）觀察到兩種上部地層接觸關係。第一個是 Oe Baat 大塊相與始新世 Ofu 組 Boti 段之間的一個不整合面。第二個是 Oe Baat 組被 Zanclian 階的 Viqueque 組覆蓋。儘管單元之間存在一個主要間斷，但結構傾角是一致的。這意味著至少部分地層在第三紀巖性沉積之前被侵蝕，Zanclian 階之後的褶皺事件導致了目前的背斜構造。
11.2.1.3.2. NAKFUNU 組
Nakfunu 組的巖性包括放射蟲巖、泥岩、泥灰岩、互層頁岩，以及較少的砂屑灰巖、泥晶灰巖和顆粒灰巖。Nakfunu 組的一個顯著特徵是層理厚度始終在 3 到 30 釐米之間變化，接觸面尖銳、平坦、平面狀至波狀。頁岩單元可以是互層的或大塊的。黑色鐵錳結核在露頭中很常見。實測剖面表明，平均地層厚度為 500 米。Sawyer 等人（1992）的生物地層結果表明，早白堊世的年代主要集中在兩個年代範圍：貝里阿斯階至阿普提階和奧特里夫階至阿普提階，在阿爾比階和土侖階之間存在一個主要非沉積間斷。年代關係和異源成分表明，Nakfunu 組的底部相當於 Oe Baat 組的層狀、含 glauconite 相。巖性與 Oe Baat 組幾乎相同，由極細粒、中等分選的亞碎屑砂岩組成。Nakfunu 組是在早白堊世逐漸的海平面抬升過程中沉積的，最終在阿爾比階達到頂峰。沉積環境可能是一個貧瘠的遠端大陸斜坡。錳的存在、孢粉植物物種以及陸相植物碎片的缺乏表明碎屑輸入量低，推測深水深度接近或低於碳補償深度。在樣品中，有孔蟲很少或不存在，但放射蟲豐富，奈米化石常見。一些樣品中含有重塑的中、晚三疊世孢粉化石。
11.2.1.3.3. MENU 組
白堊紀 Menu 組在巖性上類似於第三紀 Ofu 組，包括 Charlton（1987）歸類於 Boralalo 組的一些單元。與 Ofu 組幾乎始終為大塊的巖性相比，Menu 組呈現出尖銳的、平坦的層理，單個單元的厚度通常在 6 到 60 釐米之間。石灰岩可能含有 1 到 2 釐米的層位和紅色燧石結核，並且經常表現出強烈的內部解理。層理面顯示分支狀遺蹟化石鑄模，長度可達 70 釐米，寬度可達 5 釐米。Menu 組和 Ofu 組之間的巖性相似性強烈表明存在地層接觸面。在 Noil Menu 型地區，早白堊世 Nakfunu 組與 Menu 組發生疊瓦構造，但最初的接觸面被懷疑是地層的。Menu 組的巖性是在與 Ofu 組相似的深海環境中作為遠端鈣質濁積岩沉積的（Sawyer 等人，1992）。
11.2.1.3.4. OFU 組
Ofu 組的主要巖性為堅硬的、白色至粉紅色的塊狀石灰岩，呈現貝殼狀至亞貝殼狀斷裂，新鮮面呈光澤或瓷質狀。在露頭中，單元層可能含有非常細的毫米級層理和強烈的壓溶解理，導致方解石脈在縫合線、節理和裂縫中形成。豐富的、繼承的重塑的白堊世和古近紀有孔蟲的大小表明，它們起源於濁流快速向下坡的運輸過程。與 Nakfunu 組和 Menu 組一樣，Ofu 組是在一個基本上缺乏碎屑的深海環境中沉積的。然而，碎屑的儲存表明它們在碳補償深度 (CCD) 以上累積。這表明，或者早白堊世從較低斜坡向較高斜坡或斜坡位置發生了相對水深的變化，或者世界海洋溫度或化學成分發生了有利的變化。
11.2.1.4. VIQUEQUE 序列
Viqueque 序列主要由上新世-更新世沉積物組成，這些沉積物是同造山“磨拉石型”的。該序列包括 Viqueque 組和各種混雜巖單元，儘管並不一定意味著它們之間存在遺傳聯絡。在東帝汶 Suai 盆地鑽探的井遇到了高達 3000 米的 Viqueque 序列，它與一個褶皺的 Mutis/Lolotoi 逆衝片接觸。
11.2.1.4.1. VIQUEQUE 組
維克奎克組是一個整體上向上變粗的地層序列，從白堊巖和鈣質泥岩過渡到砂岩，頂部為第四紀礫岩和礁灰巖。該地層位於中央盆地，位於科爾巴諾疊瓦構造單元的西側和南側，並可能延伸至北部山脈。該地層表現出強烈的巖性變化，反映了快速近端隆升和原始沉積地形的變化。地層幾乎總是成層，層厚約10釐米或更厚。維克奎克組底部接觸面變化很大。Sawyer等人（1992）觀察到其與三疊系艾圖圖組呈角度接觸，與被侵蝕或未沉積的奧巴特組呈構造整合接觸，與科爾巴諾組呈高角度斷層接觸，覆蓋在班達和特提斯復理石的窗體之上，以及與索恩貝特和博博納羅混雜巖接觸。巴圖普提成員的巖性主要為塊狀白色鈣質泥岩或白堊巖和淺灰色泥岩，含有常見的植物碎屑。地層質地軟至堅硬，層理不清晰。除典型產地外，凝灰質層非常少見，儘管常見的副礦物為玻璃質碎屑。在該單元與諾埃爾成員交錯的地方，粗大的生物碎屑和碎屑異質體出現。
11.2.1.4.2. 混雜巖
在整個帝汶島，有幾個地層可以被描述為混雜巖，或易與混雜巖混淆。Harris等人（1998）將博博納羅鱗片狀粘土區分為一種由底闢作用和再沉積形成的沉積物，以及一種可能由構造作用形成的變形程度更高的混雜巖，稱為索恩貝特混雜巖。博博納羅鱗片狀粘土出現在維克奎克組底部與灰色頁岩接觸的地方，以及常見夾雜的鵝卵石到巨礫大小的巖塊，如奧勒烏底闢以及塞毛島、奧庫西和哈利盧基烏克的活動底闢。擠出的頁岩中含有塊體和化石，時代從三疊世中期到更新世不等。相比之下，索恩貝特混雜巖似乎是構造變形的結果。頁岩通常是重結晶的，並且相關的或夾雜的巖塊顯示出剪下接觸面。總體而言，構造化巖塊的大小以及巖塊與混雜岩基質的比例從島嶼北部向南部遞減。
11.2.1.5. 班達地體
班達地體被認為是一個解體的高階復理石，由弧前盆地和火山弧巖性組成。從洋底到大陸架再到礁石的向上變淺序列（Barber，1978）始於穆提斯-洛洛託伊相當的變質岩，時代不早於侏羅紀晚期（例如Earle，1981; Standley 和 Harris，2009）。帕萊洛組或系不整合地覆於這個海洋岩石圈基底之上，幷包含了大量弧前碎屑岩和火山岩，這些岩石沉積在亞洲板塊上，早於它與澳大利亞大陸邊緣的碰撞（Earle，1979，1981，1983）。
11.3.1. 三疊系-侏羅紀早期砂岩
迄今為止在塔寧巴島上發現的最古老的岩石為三疊紀，僅在泥火山噴出的直徑為分米的巖塊中發現。三疊紀岩石包括黃色、褐色和灰色粗粒至細粒砂岩，通常顯示沉積構造，包括典型的濁積岩沉積的交錯層理、波痕、基底和工具痕跡。其他砂岩顯示魚骨狀交錯層理，可能表明潮汐沉積環境。這些岩石是不成熟的亞長石質雲母質砂岩，顆粒亞角狀至亞圓狀，分選程度不同。它們在岩石學上與帝汶島的三疊紀砂岩類似（Cook等人，1989年的巴布魯組，Bird等人，1989年，Bird和Cook，1991年）。孢粉化石表明砂岩的時代為三疊世中期-晚期（安尼期-瑞替期）和侏羅紀早期。在泥火山中偶爾發現的煤炭碎片也顯示侏羅紀早期，這些煤炭可能與較淺水域（可能是潮間帶）的砂岩同時沉積。或者，它們可能代表濁積岩序列中的漂移木。晚三疊世-侏羅紀早期砂岩的可能沉積環境為河流三角洲體系，在三疊紀期間從較深水域向侏羅紀早期邊緣海域逐漸變淺（Charlton等人，1991）。
11.3.2. 侏羅紀早期-中期頁岩
泥火山噴發物的基質主要是侏羅紀頁岩。這些頁岩顏色為中暗灰色，部分含黃鐵礦，含有豐富的鐵錳質結核。重晶石礦化也常見於與鐵質岩石有關。泥火山噴發物在區域性也包含大量菊石和箭石，它們通常是鬆散的，但有時會被封閉在頁岩塊中，這證明了它們與頁岩的主要關係。另一個標本根據其肋狀圖案被鑑定為晚託阿爾期。因此，整個侏羅紀早期都由這些動物群代表。其他儲存不佳的菊石和鸚鵡螺（Cenoceras）也是侏羅紀早期的典型代表。孢粉學測定（P. T. Corelab Indonesia，1987年書面通訊）表明頁岩樣本的時代範圍為普林斯巴赫期-卡洛夫期。還發現了侏羅紀魚龍的顎骨的一部分。侏羅紀頁岩的沉積環境被解釋為低能限制性海洋環境，至少部分處於缺氧條件下（由大量黃鐵礦表明）。孢粉學測定表明淺海內陸架環境（P. T. Corelab Indonesia，1987年書面通訊）。頁岩與三疊系-侏羅紀砂岩序列的上部同時沉積，這兩種巖相可能相互交錯（甚至可能是同一個互層序列的一部分）。侏羅紀頁岩再次與帝汶島的等時地層（Wai Luli組）非常相似，也與蘇拉群島的布亞組（Garrard等人，1988年）和米蘇爾島的葉菲頁岩（Pigram等人，1982年）相似。
11.3.2.1. 翁加組
這是一個新的地層劃分，這裡提出是為了涵蓋Sukardi和Sutrisno（1981，1990）記錄的摩鹿加雜巖的一部分。該組包含厚厚的粗粒至中粒、塊狀至良好層理的砂岩序列，幾乎沒有較細的沉積物。該組廣泛分佈在翁加島、武爾瑪利島和納特拉爾島（圖2），類似的巖性常見於亞美德納海峽地區泥火山的碎屑中。翁加組迄今為止已識別出兩個不同的成員。首先，橙色或黃色風化塊狀至層理差，粒度非常粗（高達3-4毫米）的成熟石英砂岩，由圓度良好和中等至良好分選的石英顆粒組成，少量粘土基質有時存在。這些砂岩出現在武爾瑪利島，以及一些泥火山的噴發物中。其次，是綠色或淡黃色細粒-中粒長石質砂岩，由角狀至圓狀顆粒組成，含有海綠石和粘土基質。平行、波狀和低角度交錯層理在毫米-分米尺度上很常見，但這些是迄今為止觀察到的唯一沉積構造。海綠石砂岩在翁加島和納特拉爾島以及一些泥火山的噴發物中被觀察到。兩種砂岩巖性都以方解石膠結，砂岩的孔隙度根據膠結程度不同而從差到好不等。翁加組的沉積環境尚不清楚。該組至少部分是海洋沉積物，因為它含有海綠石，但大型、圓度良好的石英顆粒可能來自風成環境。除了海綠石砂岩中的平行和少量交錯層理外，沉積構造很少見。圓度良好的石英顆粒可能從風成環境中重新搬運到海洋環境中，可能表明河流三角洲體系。該序列中迄今為止尚未發現宏觀或微觀化石，因此翁加組的時代無法準確確定。翁加組是早中新世唐古斯塔邦組中細粒砂岩的來源，因此早於新近紀。由於上面已經描述了涵蓋大部分三疊紀和侏羅紀早期-中期的沉積序列，翁加組可能是在侏羅紀晚期-古近紀期間沉積的。塔寧巴島的晚白堊世和古近紀可能是在深水碳酸鹽巖相中形成的，這將在下一節中討論。因此，翁加組最有可能是在侏羅紀晚期-早白堊世形成的。該組的年代將在後面的章節中更詳細地討論。翁加組的厚度目前尚不清楚，但翁加島上廣泛的露頭表明該組厚度可能達到數百米。
11.3.2.2. 唐古斯塔邦組
唐古斯塔邦組由紅褐色和灰色粘土與灰白色玻璃質凝灰岩、紅褐色至灰色灰巖和鈣質砂岩交替出現，序列上部含有石英砂岩。該組中的浮游有孔蟲表明該序列的一部分時代為古新世中期（P4），並得出該組總體為古近紀的結論（Charlton等人，1991）。地質圖顯示唐古斯塔邦組在亞美德納島中心的一些內陸地區出露，周圍是被更年輕的巴蒂瑪富迪組包圍。在1986年的野外考察中，唐古斯塔邦組在克斯特南河剖面進行了取樣（De Smet等人，1990a）。在這個剖面中，該組由灰色石英砂岩與紅色粘土互層組成。砂岩為細粒且分選極好，幾乎未膠結，且缺乏明顯的沉積構造。層理僅由偶爾出現的粘土互層指示，這些互層以米到幾十米的不規則間隔出現。砂岩與粘土巖地層之間的接觸面很尖銳且平坦，沒有生物擾動或沖刷的跡象。砂岩含有晚白堊世（森諾曼期-馬斯特裡赫特期）和古近紀浮游有孔蟲的再沉積動物群。樣本中最年輕的動物群元素的時代被確定為浮游有孔蟲帶N8（早中新世最晚期），這表明該序列的一部分最大年齡。因此，唐古斯塔邦組的時代為早中新世晚期，而不是之前認為的古近紀。雖然尚未發現任何基底地層接觸面，但唐古斯塔邦組可能不整合地覆於翁加組之上，翁加組是年輕地層中矽質碎屑顆粒的主要來源。在塔寧巴島上尚未發現晚白堊世-古近紀微化石的來源，這些微化石在唐古斯塔邦組中以再沉積形式大量出現。有人認為，這些岩石最初是在深水碳酸鹽巖相中形成的，在古近紀最晚期或早中新世被侵蝕，緊接唐古斯塔邦組沉積之前。這將在後面的章節中更詳細地討論。唐古斯塔邦組在克斯特南河剖面的厚度至少為300米（De Smet等人，1990a），Sukardi和Sutrisno（1990）估計該組的總厚度為600米。De Smet等人（1990a）對沉積環境並不確定，但總體上傾向於相對較深的陸架外緣環境。
11.3.3. 漸新世-中新世淺水和非海相沉積物
亞美大納海峽地區的泥火山採集的幾個樣本是漸新世或早中新世淺海沉積物。這些包括由分選良好和圓形良好的顆粒組成的石英砂岩，其中包含大型底棲有孔蟲。砂粒與翁加組的砂岩中的砂粒相似，幾乎可以肯定地來自該單元的侵蝕。根據其底棲有孔蟲組合，其中一個樣本被解釋為近礁沉積物（A. Racey，個人通訊，1987 年）。另一個樣本包含漸新世-中新世淺水底棲有孔蟲與深水浮游有孔蟲混合在一起，可能是濁積岩，但再次表明在現在的塔尼巴爾西部，在漸新世-中新世時期存在淺水環境。從亞美大納海峽地區的泥火山採集的第二種岩石型別可能是近乎同期的，即一種未成熟的三角洲煤，其年代可能為中新世（P. T. Corelab 印度尼西亞，書面通訊，1987 年）。
11.3.3.1. 巴蒂馬富迪組
巴蒂馬富迪組由蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 定義為中新世沉積序列，主要由淺灰色或棕色生物碎屑灰巖與白色或灰色泥岩互層組成。這些作者指出早-中中新世年齡範圍。在他們的地質圖中，該組顯示在亞美大納東部廣泛出露。蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 還識別了該組的一個獨立的泥岩段，他們指出該段在亞美大納中部和西島出露；也就是說，在巴蒂馬富迪組的西側。De Smet 等人 (1990a) 在亞美大納東部的多個地點描述了巴蒂馬富迪組。在該區域，該組由互層泥岩和生物碎屑灰巖組成，其中生物碎屑灰巖主要為濁積岩和質量流成因。生物碎屑灰巖主要由浮游有孔蟲組成，但在區域性地區包含來自碳酸鹽架環境的分選良好的底棲動物群。來自夾層泥岩的原地動物群表明 N16 - N17（晚中新世）年齡，而異地動物群的年齡範圍從古近紀到晚中新世。De Smet 等人 (1990a) 解釋了巴蒂馬富迪組的古水深為 1000 - 2000 米。從凱斯特嫩河上游剖面採集的樣本中，浮游有孔蟲的體型較小，雙列型有孔蟲的出現很常見，這表明可能存在較侷限的、靠近陸地的環境（L. J. van Marle，阿姆斯特丹自由大學，與 M.E.M.S. 的個人通訊，1986 年）。該組的估計厚度為 700 - 1000 米。巴蒂馬富迪組與下伏的唐古斯塔布組之間的關係尚不清楚（De Smet 等人，1990a）。一方面，巴蒂馬富迪組下部出現類似於唐古斯塔布組中的紅色粘土，表明存在過渡接觸；另一方面，沒有發現中中新世岩石。目前，這個問題仍然沒有解決。蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 提出的從東部以生物碎屑灰巖為主過渡到西部以泥岩為主，沒有得到我們的野外工作的支援。在亞美大納東海岸附近區域性地出現厚泥岩層段（例如，在巴蒂馬富迪河），相反，在西島出現厚生物碎屑灰巖（例如，在東南萊巴博巴）。更可能的是，這種過渡是垂直的，從該組下部的以泥岩為主的層序過渡到頂部以生物碎屑灰巖為主。蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 提出的東西過渡更可能反映了西部與東部相比的侵蝕程度更深。因此，巴蒂馬富迪組中泥岩和生物碎屑灰巖的相對分佈並不反映出如在澳大利亞大陸邊緣外緣所預期的那樣向遠端相的過渡。此外，從巴蒂馬富迪組記錄了 6 個明確約束的古流向指標，其平均流向為 120°方位角（記錄範圍為 065° - 160°）。這種主要的東南流向與塔尼巴爾在此時佔據澳大利亞大陸塊邊緣附近位置的預期相反。
11.3.3.2. 巴蒂倫布蒂組
巴蒂倫布蒂組由蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 描述為包含富含浮游有孔蟲和底棲化石的灰白色至淺灰色泥岩。該組被認為是上新世-更新世，沉積環境被解釋為開闊的海洋。在索姆拉基附近的巴蒂倫布蒂角的典型剖面上，該組向上與被描述為索姆拉基組的第四紀礁體整合接觸。De Smet 等人 (1990a) 在亞美大納西海岸巴圖普蒂村附近的 þ 描述了該組可能的下部。巴圖普蒂剖面由白色、膠結性差、富含有孔蟲的泥岩組成，在 1 - 3 米的尺度上分層不良。區域性觀察到生物擾動，一些層段富含貝殼碎片。浮游有孔蟲微動物群表明早更新世（N22）年齡，而底棲動物群表明水深為 100 - 300 米。這與下伏的巴蒂馬富迪組形成鮮明對比，後者在 1000 - 2000 米的水深中堆積。與巴蒂馬富迪組不同的是，巴蒂倫布蒂組沒有重力搬運或動物群改造的證據。然而，巴蒂馬富迪組和巴蒂倫布蒂組之間最顯著的差異是這兩個層序的變形程度不同。巴蒂馬富迪組因褶皺和逆衝斷層而受到強烈變形，而巴蒂倫布蒂組僅傾斜，區域性被正斷層切割。儘管尚未觀察到這兩個組之間的接觸，但變形程度不同以及它們之間的年齡差距（De Smet 等人，1990a 的古生物學研究中沒有識別出上新世）表明存在不整合關係。似乎塔尼巴爾的主要變形階段發生在上新世，在此期間，巴蒂馬富迪組和更老的岩石從澳大利亞大陸邊緣外側轉移到弧-陸碰撞複合體，並同時從中新世的 1000 - 2000 米水深抬升到早更新世的 100 - 300 米水深。巴蒂倫布蒂組本質上是一個造山後的沉積物，可能充填了碰撞複合體古地形中的凹陷。它在這些地形低窪處可能具有高達幾百米的層厚。
11.3.3.3. 索姆拉基組
蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 將第四紀礁體描述為索姆拉基組，廣泛分佈在塔尼巴爾群島的海岸周圍，區域性地作為抬升的礁體臺地出現在內陸。蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981) 記錄的最高礁體臺地位於莫盧島 (200 米)、烏利亞魯島 (188 米)、特內曼島 (152 米) 和塞盧島 (148 米)。在亞美大納東北部記錄到 123 米高的第四紀礁體，在亞美大納南部的索姆拉基附近記錄到 127 米高的第四紀礁體，在塞拉魯西部記錄到 104 米高的第四紀礁體。在其他地方，第四紀礁體的高度不超過海平面以上 50 米。大量的抬升的第四紀礁體表明塔尼巴爾正在持續抬升。然而，塔尼巴爾的抬升並不像帝汶那樣劇烈，帝汶的第四紀礁體區域性抬升到海拔超過 1200 米的高度（Rosidi 等人，1981）。
11.3.4. 更新世(?) 粘土巖
在凱斯特嫩河及其支流沿線的幾個地點，觀察到變形的中新世巴蒂馬富迪組岩石與未變形的富含軟體動物的灰色粘土之間存在明顯的不整合。由於該粘土的外觀年輕以及腹足類貝殼未重結晶的性質，推測其年齡為更新世。因此，這種粘土巖與巴蒂倫布蒂組和/或索姆拉基組是時間等效的。不整合面是平面的，區域性地截斷了巴蒂馬富迪組中的褶皺。在凱斯特嫩河河岸上，在數公里範圍內多次觀察到不整合面，在此期間，河流水位下降了幾十米。這表明該河流迅速穿透鬆軟的更新世粘土，直到到達下伏的堅硬的巴蒂馬富迪組，然後河道的下切速度明顯減緩，河流傾向於沿不整合面的傾斜方向流動。亞美大納的地形不對稱，東海岸附近有陡峭的懸崖，向西海岸方向有一個長而緩和的背斜。很可能背斜受更新世底部不整合面的控制，底部不整合面最初是一個夷平面，而這個面隨後向西北方向輕微傾斜。
11.3.5. 非地層製圖單元
蘇卡迪和蘇特里斯諾 (1981, 1990) 將非地層製圖單元（變質岩和“構造巖”) 以及一些其他有問題的岩石型別歸類為莫盧雜巖。正如已經描述的那樣，莫盧雜巖的一部分，翁加組，在這裡被認為是一個正常的可測繪地層序列。對莫盧雜巖其他部分（以及部分被繪製為巴蒂倫布蒂組的部分）的初步調查表明，這些區域可以解釋為正常的岩層序列，或者作為本文中描述的布布安泥雜巖的一部分。我們建議莫盧雜巖這個名稱幾乎沒有地質價值，應該放棄。我們 1986 年和 1987 年的野外工作不足以詳細界定“莫盧雜巖”的正常地層部分（除了翁加組），這些單元在這裡將不再進一步描述。本文只描述“莫盧雜巖”（以及巴蒂倫布蒂組）中重新歸類為布布安泥雜巖的部分。
11.3.5.1. 布布安泥雜巖
Bubuan 泥質雜巖是一個混雜單元，通常由不同巖性的十釐米大小的巖塊構成，並置於非鱗片狀粘土基質中。在侵蝕作用下，粘土基質通常被差異性地去除，留下混合的巨礫滯留沉積物。Bubuan 泥質雜巖出露於 Sukardi 和 Sutrisno（1990）地質圖中標註為 Molu 雜巖和 Batilembuti 組的地區（圖 3）。一般來說，該單元被指定為 Molu 雜巖對應於粘土基質已被去除的區域，僅留下巨礫滯留沉積物。這些區域主要發生在河流流經的區域，那裡河流已去除大部分粘土基質。在粘土和泥質基質仍然占主導地位的地區，Sukardi 和 Sutrisno（1990）將這裡歸類為 Bubuan 泥質雜巖的岩石對映為 Batilembuti 組的一部分。這包括雅美納島西部的廣闊區域（圖 3）。為這種混雜巖提出的名稱取自雅美納島西海岸的 Bubuan 島（圖 2），該島上暴露了 Bubuan 泥質雜巖的典型例子。正如 Sukardi 和 Sutrisno（1990）的地圖所示，Bubuan 也是泥火山活動的所在地。戰前一些荷蘭地質學家（如 Brouwer 1922、Heim 1942、van Bemmelen 1949）討論了泥火山活動作為印度尼西亞東部造巖過程的重要性。最近，Williams 和 Amiruddin（1983）、Williams 等人（1984）和 Barber 等人（1986）透過將其解釋為混雜巖形成的主要因素，重新引起了人們對該地區泥火山活動的興趣。在帝汶，侵蝕程度遠高於塔寧巴爾，Barber 等人（1986）利用為泥火山活動提供燃料的頁岩底闢過程來解釋 Bobonaro 鱗片狀粘土混雜巖的起源。在塔寧巴爾，Bubuan 泥質雜巖在這裡被解釋為來自眾多泥火山的噴發物質的表層匯聚。Bubuan 泥質雜巖也可能與塞蘭島的 Salas 塊狀粘土相似（Audley-Charles 等人，1979）。
Bubuan 泥質雜巖的基質在整個塔寧巴爾島分佈相當均勻。它由中灰色至深灰色粘土構成，溼潤時具有觸變性和粘性，但在旱季出露時通常完全乾燥。如上所述，這些粘土區域性含有豐富的菊石動物群，表明這些粘土主要是早侏羅世。泥質雜巖中發現了各種型別的岩石作為巨礫，並且相對比例因地點而異。最豐富的成分是鐵錳質的，有時是結核狀的，據認為這些結核起源於侏羅世泥岩。重晶石和方解石礦化也與鐵質巖同生。第二常見的成分是砂岩：三疊紀砂岩和晚侏羅世-早白堊世(?)的翁加組砂岩。三疊紀砂岩在雅美納海峽地區特別豐富，但在靠近薩姆拉基島南部地區的 Bubuan 泥質雜巖中不存在。其他次要巖性包括粉紅色無化石的泥灰岩（與帝汶島最晚的白堊世-最早的古新世 Borolalo 石灰岩非常相似）、漸新世-中新世陸架沉積物、蛇紋岩和高階變基性角閃巖。
11.4. 大凱島和凱島
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大凱島的層序地層已被 Achdan 和 Turkandi（1982）描述，本章還使用了 Charlton 等人（1991）的補充資料。最古老的層序地層單元由平層狀的、化石稀少的泥灰岩和泥質岩組成，在分米級尺度上互層，命名為 Elat 組。Achdan 和 Turkandi（1982）報道了泥質岩中來自浮游有孔蟲的上始新世年齡，泥灰岩中還含有重疊的中始新世-上始新世底棲有孔蟲。他們估計該組的厚度約為 500 米。1987 年，Charlton 等人從 Mun 南北部的連續海岸露頭記錄了約 450 米的該單元，他們懷疑暴露的總厚度可能更大，可能在 600-800 米左右。Elat 組被解釋為遠端大陸斜坡環境中沉積的遠洋或半遠洋碳酸鹽巖，可能略向上變淺。Elat 組被（不整合地？）覆蓋在淡黃色或紅棕色淺水石灰岩 Tamangil 組之上。這種石灰岩是一種典型的鈣質碎屑岩，含有大量直徑達 6 釐米的 Lepidocyclina 底棲有孔蟲。Achdan 和 Turkandi（1982）報道了該單元的中-上漸新世年齡，並確定了高達 50 米的層序地層厚度。我們認為，該單元足夠獨特，值得單獨賦予組的級別。覆蓋在上面的 Weduar 組由礁石灰岩、泥灰岩、鈣質砂岩和泥質岩組成，沉積於近海陸架環境中。據信該組完全是中新世。根據 Achdan 和 Turkandi（1982）的說法，該組的厚度約為 500 米。Achdan 和 Turkandi（1982）在大凱島上識別出的最年輕的層序地層單元是 Weryahan 組，該組由上新世淺水石灰岩和泥質岩組成。Achdan 和 Turkandi（1982）在他們的地圖上標明瞭 Weryahan 組與 Elat 組（始新世）和 Weduar 組（中新世）之間的層序地層接觸關係。這表明 Weryahan 組與這些較老的地層具有不整合關係。Charlton 等人（1991）在訪問該地區後無法證實這些關係，因為該區域由 Elat 組的完整露頭組成。在 Weryahan 組的第二個標註地點，位於 Weduar 村的正北方，在一系列露頭中觀察到從 Weryahan 組向下過渡到 Weduar 組的簡單漸變（Charlton 等人，1991）。Weryahan 組和 Weduar 組的層理傾角相似，表明邊界最多是一個不整合面。
關於凱島的地質學文獻有限。Pertamina-BEICIP 地圖（1982）顯示，凱島群島以第四紀珊瑚礁為主。上新世的 Weryahan 組出現在孤立的地方，以混雜堆積體的形式出現，這些混雜堆積體可能是由泥火山產生的。凱島與大凱島之間被一個向西傾斜的重大逆衝斷層隔開。
11.5. 塞蘭島（根據 Kemp 和 Mogg，1992）
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塞蘭島的層序地層受到島嶼構造發展的強烈控制。因此，必須對兩者進行綜合分析和理解。塞蘭島本身位於一個複雜的陸殼板塊相互作用區域內；澳大利亞板塊、歐亞板塊和太平洋-菲律賓板塊都對中新世至現在的沉積作用（塞蘭島地層）產生了重大影響，並覆蓋並掩蓋了晚中新世以前地層（澳大利亞地層）中的層序地層關係。下面列出的層序地層和構造模型是對 Kemp 和 Mogg（1992）首次提出的模型的更新。
11.5.1. 澳大利亞地層
澳大利亞地層（Kemp 和 Mogg，1992）由二疊紀至晚中新世的地層組成，這些地層構成了塞蘭島沉積的層序的大部分。這些地層沉積在澳大利亞大陸板塊的北部邊緣及其附近，構成了 Gondwana（三疊紀早期及更早）和 Westralian（中三疊世至最晚中新世）超盆地不可分割的一部分，如 Bradshaw 等人（1988，1994）所定義。在晚石炭紀至早二疊世期間，整個澳大利亞北部和西北部邊緣地區發生了重大的陸內伸展和裂谷作用。這一事件導致了一系列由正斷層界定的南北走向的裂谷盆地，這些正斷層定義了各個盆地單元的邊緣。在原塞蘭島的南部，這些形成了 Vulcan-Malita-Calder 地塹系統的邊緣。在北部的原塞蘭島，伸展盆地系統形成了沉積中心，Kobipoto-Taunusa 雜巖和 Tehoru 雜巖的沉積物沉積在這些沉積中心。沉積後，原塞蘭島地區發生了重大的變質事件，導致這些二疊紀及更老的地層發生高變質至低變質。這種早期變質作用得到以下觀察結果的證實，即在年輕沉積物（例如 Kanikeh 組）中發現了這些單元的變質碎屑。這種最初的加熱階段可能與區域性地殼減薄的極端情況和相關的熱脈衝有關，儘管這仍然是推測性的。DeSmet 和 Barber（1992）以及 Linthout 等人（1991）建議在島嶼當前的南側（古西部）進行蛇綠岩推覆的後期新近紀變質作用。這種晚期的第二階段事件與所提出的構造模型中的主要逆衝事件一致。
從晚二疊世至早侏羅世，Westralian 超盆地經歷了一段相對的構造平靜和區域熱沉降期。這段陸內沉降期導致沉積中心軸線與先前的裂谷盆地一致，南部/東南部填充了一系列河流-三角洲沉積物，在原塞蘭島地區填充了一系列海洋沉積物。Kanikeh 組代表了塞蘭島的這段沉積期，包括一系列粒度細至粗的，有時是礫岩狀的，石英砂岩和長石砂岩，顯示出明顯的遞變層理，並與粉砂岩和泥岩互層。岩屑由火山岩、火成岩、變質岩和沉積岩碎屑組成。從 Kobipoto 雜巖和 Tehoru 雜巖中獲得的變質岩被認為是巖內碎屑。鈣質砂岩、泥灰岩、泥質灰巖、石灰岩和鈣質砂岩被發現作為夾層、互層和獨立的單元出現在 Kanikeh 組內。塞蘭島上的碎屑 Kanikeh 單元主要為濁積岩/重力流沉積物，在塞蘭島中部和東部的露頭上識別出了明確的 Bouma 序列。整個地區都發現了豐富的碎屑煤炭層。還發現了較淺水單元，可能與風暴砂沉積有關。據信，碎屑 Kanikeh 組內的頁岩和泥岩在晚中新世及更年輕的逆衝事件中充當了重要的滑脫層。一些較粗的和礫岩狀的碳酸鹽單元也具有重力/質量流起源。
孢粉學資料表明，卡尼克組的年代為中三疊世至晚三疊世，從拉丁期到諾利期（P.T. Geoservices，1991），孢粉組合與澳大利亞西北陸架（Dirk Hos，個人通訊，Price，1976）的相同。
從晚三疊世到早侏羅世，西澳大利亞超盆地經歷了新的壓縮、斷層復活和隆起期。在原塞拉姆地區，一個發育中的高地被一箇中間的深盆地區域與大陸邊緣的主要碎屑沉積中心隔開。這導致該地區與碎屑輸入隔離，並沉積了薩曼-薩曼組的深水碳酸鹽巖。這些深水相向外側和向上過渡到淺水相馬努塞拉組。然而，韋伯（1926）認為薩曼-薩曼似乎與卡尼克組整合，並可能與其漸變。這可能是基於與卡尼克剖面內類似碳酸鹽相的岩石地層對比，儘管這是推測性的。薩曼-薩曼石灰岩由泥灰岩、夾層鈣質泥岩和結核狀燧石互層組成（Tjokrosapoetro & Budhitrisna，1982；O’Sullivan 等人，1985）。薩曼-薩曼石灰岩被認為是在中到深水、外陸架到深海環境中沉積的。薩曼-薩曼石灰岩的露頭在地圖上標註在塞拉姆中部高地地區。韋伯（1926）在中部山區描述了類似的石灰岩，具有強烈的瀝青染色。
薩曼-薩曼石灰岩被馬努塞拉組的淺水石灰岩覆蓋，並在一定程度上與其橫向相當。該單元由骨骼狀鮞粒灰巖組成，在尼夫峽谷和東尼夫-1 井和奧塞爾-1 井的露頭中被發現。馬努塞拉組的露頭也在塞拉姆中部和瓦圖貝拉群島（Weber，1926，Tjokrosapoetro & Budhitrisna，1982）被標註在地圖上。馬努塞拉組具有廣泛的沙粒大小的鮞粒，在細粒、部分糞便基質中佔據優勢，較少的生物碎屑骨骼材料。一些露頭樣本發生了白雲石化，並且在東尼夫-1 井和奧塞爾-1 井穿透的剖面中普遍存在。
由於缺乏這類淺水、高能、清潔地層的典型生物地層材料，馬努塞拉組的年代測定證明很困難。然而，來自東尼夫-1 井和奧塞爾-1 井的露頭資料和樣本得出的年代範圍為早侏羅世（普連斯巴奇期或更老）-到卡洛夫期-最下牛津期或巴通期。馬努塞拉組可能沉積在一個區域性的外隆起帶上。由於晚三疊世至早侏羅世的壓縮，該隆起進一步隆起，向上變淺的薩曼-薩曼/馬努塞拉層序沉積。在三疊世和早侏羅世，澳大利亞西北陸架沿線記錄了類似的易於形成碳酸鹽巖的隆起，例如阿什莫爾和埃克斯茅斯地臺（Exon 等人，1991；Barber，1982）。從晚卡洛夫期到早牛津期，西澳大利亞超盆地經歷了伸展和半地塹復活。緊隨其後的是大陸裂解、快速沉降、海侵（O’Brien，1993）和廣泛的卡洛夫期不整合面的發育（Mory，1988；Bradshaw 等人，1988，Struckmeyer 等人，1991，以及其他 - 表格 4）。馬努塞拉組迅速被淹沒，碳酸鹽沉積停止。這種海侵導致上覆的科拉頁岩在原塞拉姆地區沉積。該單元由灰色和紅褐色泥岩和頁岩組成，沉積在陸架（可能為淺海）到外陸架環境中。東尼夫-1 井的科拉頁岩的年代為貝里阿斯期-啟莫里期，最老可達中牛津期（早白堊世至晚侏羅世），奧塞爾-1 井的年代為晚侏羅世至早白堊世。從孢粉學證據來看，科拉頁岩內還識別出一個可能的輕微不整合面，位於中提通期和晚啟莫里期之間。這與在火山地塹中觀察到的啟莫里期內不整合面相吻合（Patillo & Nichols，1990）。科拉頁岩可能在逆衝過程中充當重要的滑脫面。
科拉頁岩的陸架環境也符合 Struckmeyer 等人（1990）對該時間段的古地理模式。科拉頁岩可以與巴布亞盆地的馬里爾頁岩、科派（倫古魯地區）的外陸架沉積物和米蘇爾的勒林塔頁岩相對應（Pigram 等人，1982）。帝汶海地區火山地塹中時間相當的單元是重要的烴源巖單元；然而，科拉頁岩代表了更遠端的、開放的海相沉積物，並不是塞拉姆的潛在烴源巖，地球化學研究（Corelab，1988 & 1994）支援了這一結論。
在晚侏羅世至早白堊世大陸裂解之後，短暫的逆衝導致沿著先前存在的正斷層發生走滑復活、旋轉和隆起，導致瓦朗吉期不整合面的發育（表格 4）。這一事件標誌著塞拉姆科拉頁岩的頂部。隨後，西澳大利亞超盆地進入了一個典型的被動邊緣時期，從早白堊世開始發育邊緣坳陷（Falvey and Mutter，1981；Patillo and Nicholls，1990，Struckmeyer，1990；以及 O’Brien 等人，1993）。此時，大陸邊緣發生了廣泛的區域性海侵。塞拉姆作為澳大利亞大陸外緣的古地理位置從淺海（科拉頁岩）迅速轉變為碎屑貧乏的、外陸架、陸架斜坡、深海環境。尼夫組沉積在不整合面上。尼夫組由泥岩、鈣質泥岩、泥灰岩、燧石、燧石灰岩、砂質頁岩和少量珊瑚礁和礁灰巖組成的濃縮層序。
塞拉姆在整個白堊紀、古近紀和中新世的大部分時間裡都處於這種遠端環境中。雖然在澳大利亞西北邊緣相鄰的更近端的地區（Patillo and Nichols，1990 和 O’Brien 等人，1993）已經清楚地識別出壓縮事件和海進-海退階段，但在塞拉姆，這些事件並不明顯，部分原因是其遠端位置，以及複雜構造疊加掩蓋了詳細的聯絡。然而，在這個邊緣坳陷階段的地質記錄中，至少有兩個變淺階段的一些證據。
最早的證據是由破碎的早古新世珊瑚礁灰巖（Kemp and Mogg，1992）代表的，可能代表了區域隆起期間的淺水沉積期。在澳大利亞北部邊緣的其他地方，已經識別出晚白堊世和古新世的大範圍隆起，與東部珊瑚海的開裂有關（Struckmeyer 等人，1990；Patillo and Nichols，1990；Etheridge 等人，1991）。在塞拉姆中部的露頭樣本中，已經識別出第二個淺水珊瑚礁灰巖沉積期。這一時期被認為是晚中新世，可能代表了與該島下一個主要構造期相關的逐步隆起；即始於漸新世（Etheridge 等人，1991）的澳大利亞-歐亞-太平洋板塊碰撞。在博利法爾烏塔拉-1 井中觀察到碎屑流入層序的證據，在那裡發現了晚中新世的碎屑。這些碎屑可能是由於響應早期壓縮和相關逆衝而隆起的早中生代至晚中新世層序的侵蝕和再搬運造成的。
11.5.2. 塞拉姆系
晚中新世標誌著塞拉姆地質和構造演化的一個關鍵階段。正是在此時，向北移動的澳大利亞板塊、向東移動的歐亞板塊和向西移動的太平洋-菲律賓板塊之間的碰撞產生了主要影響，導致塞拉姆地區發生快速逆沖和隆起。隨著原塞拉姆地區作為澳大利亞大陸板塊的一部分向北移動，它最終進入了一個活動帶，該活動帶目前以北以索龍斷裂係為界，以南以塔雷拉-艾杜納斷裂係為界（圖 4）。該活動帶是一個複雜的左旋走滑帶，是由菲律賓-太平洋板塊與澳大利亞板塊北部邊緣的斜向匯聚引起的。自早更新世以來，逆衝帶的隆起和侵蝕為薩拉斯雜巖、瓦海組和富法組的塞拉姆盆地沉積物提供了物質來源。與逆沖和快速造山隆起的初始階段相關聯的是，一個重力滑坡/崩塌單元，即薩拉斯雜巖，沉積在外陸架到深海的水深，並與澳大利亞系的沉積物不整合。薩拉斯由粘土和泥岩組成，包含逆衝前層序的碎屑、巨石和漂礫。薩拉斯代表了一個快速沉積的重力滑坡/崩塌單元，隨著逆衝帶形成的進展，它發育在隆起和侵蝕的逆衝沉積物之上（圖 8）。瓊斯（1987）描述了形成這類沉積物的機制。由於快速沉積，薩拉斯內部產生了超壓，在博利法爾烏塔拉-1 井中可以看到。在東尼夫-1 井和博利法爾烏塔拉-1 井中，薩拉斯與尼夫組不整合接觸。由於薩拉斯中較老的生物地層源物質的再搬運，薩拉斯的直接年代測定很困難。雖然與下伏尼夫組和上覆瓦海組不整合，但其沉積年代被限定在早更新世，儘管可能存在稍老的層段。隨著隆起的逆衝帶侵蝕的進展，前緣坡度的減小導致沉積方式從重力滑坡和崩塌為主（薩拉斯雜巖）轉變為正常的碎屑深水外陸架到深海沉積。隨著逆衝前緣進一步隆起，一系列狹窄的逆衝前陸盆地平行於逆衝前緣的走向發育。這些盆地形成了沿塞拉姆島北部海岸從東到西延伸的細長“懸掛”的年輕盆地。瓦海組（圖 8）首先沉積在這些正在發育的盆地中。瓦海組的年代為早更新世至早更新世（Zillman and Paten，1975），由泥岩、粉砂岩和深水石灰岩組成，主要沉積在深海位置。在早更新世，島嶼的持續隆起導致逆衝前陸盆地水深逐漸變淺，並沉積了富法組的淺海泥岩、粘土巖、砂岩、粉砂岩、礫岩和石灰岩（圖 8）。富法組和瓦海組也被 Zillman and Patten（1975）、Tjokrosapoetro 等人（1988）以及其他學者描述過，用於塞拉姆東北部，以及 DeSmet 等人（1989）用於西南地區。
11.6. 布魯島
[edit | edit source]在布魯島，根據區域關聯，三疊紀前的地層被歸類為瓦魯基底雜巖，主要由低階變質岩組成。在三疊紀海侵之後，達蘭組沉積，包含礁坡碳酸鹽巖，並逐漸過渡到從近海到外陸架的復理石型沉積。達蘭組沉積後發生了褶皺和隆起，侏羅紀在地質記錄中表現為一個間斷，期間可能發生了火山活動。格漢組是布魯群中最古老的成員，由白雲石化的石灰岩組成，少量細碎屑沉積物，富含碳質物質。碳酸鹽巖代表了在近海到外陸架環境中沉積的礁坡泥晶灰巖和少量顆粒灰巖。庫馬組覆蓋在碳酸鹽巖之上，與格漢組逐漸過渡或互相交錯。薄層深海生物碎屑灰泥岩，夾雜燧石層是庫馬組最常見的巖性。在庫馬組的最上部發現了安山岩凝灰岩和熔岩流。該組的年代為中白堊世至始新世。庫馬組被瓦埃肯組不整合覆蓋，瓦埃肯組以粗粒至細粒砂岩和碳酸鹽巖為主。夾雜在這些碎屑沉積物中是火山碎屑岩和安山岩成分的熔岩流。該組的年代主要為漸新世，但可能從始新世延續到漸新世。古近紀和更老的沉積物被早中中新世霍通組不整合覆蓋，霍通組由砂岩和礫岩砂岩組成，少量頁岩、泥灰岩、粘土和石灰岩。上新世萊科組主要由礫岩和礫岩砂岩組成，最上部與石灰岩互相交錯。萊科組被第四紀礁石、地形沉積物和沖積物覆蓋。
Darman, H. & Reemst, P., 2012, Seram海地質特徵的震波表達：Seram海槽、米索爾-奧寧隆起和沉積盆地，沉積學通訊#23