印度尼西亞/巴布亞的地質學
巴布亞是印度尼西亞最東端的省份，位於新幾內亞島的西半部。新幾內亞島是世界第二大島，包括東南亞和澳大利亞的最高峰查亞峰（4884米）。傳統上，新幾內亞島的輪廓被描述為類似於一隻張開嘴巴向西飛行的鳥（圖1）。因此，該島在地理上被劃分為鳥頭、頸部、軀幹和尾部四個區域。伊裡安查亞的地質非常複雜，涉及兩個板塊之間的相互作用：澳大利亞板塊和太平洋板塊（圖1）。新幾內亞的大部分新生代構造演化是印度-澳大利亞板塊和太平洋板塊斜向匯聚的結果（Hamilton，1979；Dow 等人，1988）。新幾內亞和山區的中部山脈，通常被認為是活躍的洋島弧-大陸碰撞的典型地區（Dewey 和 Bird，1970）。中部山脈是一條長1300公里、寬150公里的帶狀區域，地形崎嶇，眾多山峰海拔超過3000米。該山脈大部分由褶皺和斷層的中生代和新生代地層組成，這些地層沉積在澳大利亞被動大陸邊緣上。本文的目的是根據各種已發表資訊的來源，對伊裡安查亞的地質和構造進行概括總結。
總的來說，從北到南，伊裡安查亞的地質可以劃分為三個大的地質省：大陸省、海洋省和過渡省。每個地質省在層序、岩漿和構造歷史方面都有其自身的特徵。大陸省由作為澳大利亞克拉通一部分的沉積物組成。海洋省由蛇綠岩和島弧火山岩雜巖組成，是太平洋板塊的一部分。過渡省是一個區域，由高度變形和區域變質岩組成，是兩個板塊相互作用的產物。然而，這種相對簡單的分割槽並不完全適用於鳥頭和鳥頸。一些作者認為，該區域由廣泛不同的地體組成，其起源不在目前的位置。因此，它們的地質歷史不同，應與鳥體分開（Pieters 等人，1983；Pigram 和 Davies，1987）。
新幾內亞中部（鳥體）可以劃分為四個岩石構造省（圖1.2）：新幾內亞前陸/前陸盆地（阿拉弗拉臺地）、中部山脈褶皺沖斷帶、變質岩（魯法埃爾變質帶）和蛇綠岩帶，以及碰撞的美拉尼西亞弧島弧雜巖（梅弗拉克特窪地/北海岸盆地和曼貝拉莫沖斷帶）。
新幾內亞前陸（阿拉弗拉臺地）包括阿拉弗拉海和伊裡安查亞的南部沿海平原，位於澳大利亞大陸地殼上。該臺地的地層主要由未變質的更新世和全新世陸海相矽質碎屑沉積岩組成，這些沉積岩之下是新生代碳酸鹽巖和中生代矽質碎屑地層，沉積在澳大利亞北部被動邊緣上（Dow 和 Sukamto，1984a，b）。前陸沖斷和中部山脈褶皺沖斷帶被定義為新幾內亞活動帶（Dow 等人，1988）。中部山脈是一條從伊裡安查亞延伸到巴布亞半島長1300公里的造山帶。這條寬150公里的帶狀區域地形崎嶇，眾多山峰海拔超過3000米。這個寬闊的區域是一個向南傾斜的褶皺沖斷帶，主要涉及澳大利亞大陸的古生代到第三紀岩石。該帶在伊裡安查亞的縮短量未知，但巴布亞紐幾內亞沖斷帶橫截面的古地理重建顯示大約有75公里南北向的縮短（Hobson，1986）。
魯法埃爾變質帶是一個寬50公里的高度變形、一般低溫（<300°）變質岩帶，北部與伊裡安查亞蛇綠岩帶接壤，南部與變形但未變質的被動邊緣地層接壤（Dow 等人，1988；Nash 等人，1993；Warren，1995；Weiland，1999）。伊裡安查亞蛇綠岩帶與魯法埃爾變質帶之間被一系列斷層隔開，並被梅弗拉克特窪地的沖積層覆蓋。將來自兩個不同板塊的岩石分隔開的縫合線可能位於魯法埃爾變質帶和伊裡安查亞蛇綠岩帶之間的邊界處。Derewo 斷裂帶主要利用航拍照片和衛星影像繪製，作為 Dow 等人（1986）繪製的魯法埃爾變質帶與伊裡安褶皺帶中未變質地層之間的邊界。然而，最近的測繪表明，從魯法埃爾變質帶到未變質地層的過渡是從北到南逐漸過渡的，並且從東經137°到138°（Warren，1995）。因此，繪製的 DFZ 與先前地圖上顯示的變質岩南部邊界不對應。
伊裡安查亞最北部的造山帶是一個暴露較差的複雜區域，涉及來自碰撞的美拉尼西亞島弧的洋底岩石，這些岩石建在太平洋板塊上。該帶由梅弗拉克特（湖泊平原）窪地和曼貝拉莫沖斷褶皺帶（MTFB）組成。梅弗拉克特是一個山間盆地，該盆地從中新世中期至今一直處於活躍的沉降狀態，其中沉降速率大於沉積速率（Dow 等人，1988）。MTFB 是一個寬200公里、西北走向的匯聚變形帶，主要位於美拉尼西亞弧地體中，始於上新世，至今仍在活動（Dow 和 Sukamto，1984a，b；Dow 等人，1988）。
新幾內亞新生代構造演化的細節尚存爭議。最常發表的情景是俯衝極性反轉（或弧反轉）模型，該模型涉及澳大利亞大陸地殼和地幔向北傾斜的俯衝帶移動，隨後發生碰撞並引發太平洋板塊在新幾內亞海溝的南向俯衝（Dewey 和 Bird，1970；Hamilton，1979；Milsom，1985，Dow 等人，1988；Katili，1991）。第二個模型旨在解釋新幾內亞東部地區的關係，表明該島下方存在一塊雙向傾斜的洋底岩石圈（“拉鍊”模型），它是俯衝的所羅門板塊的西向延伸（Ripper 和 McCue，1983；Cooper 和 Taylor，1987）。第三個模型類似於第一個模型，但俯衝的澳大利亞板塊只是垂直傾斜，而沒有發生俯衝方向的反轉（Johnson 和 Jaques，1980）。這兩個後來的模型都需要在該島的大部分地區發生明顯的斜向匯聚。
所有這些作者都同意，新幾內亞南部下方是澳大利亞大陸的被動北緣，從早中生代起就被矽質碎屑岩厚厚地覆蓋，逐漸過渡到新生代碳酸鹽巖地層。這些作者中的大多數都認為發生了一次主要的與洋島弧碰撞事件。根據從碳酸鹽沉積到源自造山隆起的大範圍碎屑沉積的變化，碰撞顯然始於中新世晚期（Visser 和 Hermes，1966；Dow 和 Sukamto，1984a；Dow 等人，1988）。然而，根據巴布亞紐幾內亞岩石的變質年齡和島弧地體，一些研究人員得出結論，碰撞始於漸新世早期（Pigram 等人，1989；Davies，1990）。為了解釋這些關係，Dow 等人（1988）提出，新幾內亞是兩次不同的島弧-大陸碰撞的產物：一次發生在漸新世，另一次發生在中新世（美拉尼西亞造山運動）。Quarles van Ufford（1996）提出，該島是兩個在空間和時間上都不同的造山事件的發生地。較早的（始新世-漸新世）事件，稱為“半島造山運動”，僅限於新幾內亞最東部的鳥尾地區。在奧利根紀及更年輕的碎屑沉積中記錄了大量陸地的形成和侵蝕，這些碎屑沉積位於奧爾特海槽中。“中部山脈造山運動”另一方面，是一次始於中新世中期並形成該島目前寬度的事件，並導致了廣泛的碎屑沉積。重要的是，Quarles van Ufford（1996）將中部山脈造山運動劃分為碰撞前和碰撞階段。碰撞前階段與在北傾俯衝帶中被動邊緣沉積物的推覆和變質有關。碰撞階段僅在浮力較大的澳大利亞岩石圈實際上阻塞了俯衝帶（Cloos，1993）並且結晶大陸基底參與變形時才會發生。碰撞分層被認為是俯衝的澳大利亞岩石圈在700萬到300萬年前發生的構造過程。除了結晶基底的參與外，這一過程還導致了晚期岩漿活動和1到2公里的垂直山體隆升。這一過程最終導致了東西走向的左旋走滑斷層的啟動，該斷層主導著新幾內亞西部的近期構造。
伊裡安查亞的詳細資訊和完整的地層命名法最好在 Dow 等人（1988）發表的 GRDC 萬隆的地質報告和地圖中描述。在本文中，該區域的地層將根據各種出版物進行彙編、概括和簡化。澳大利亞克拉通的地層主要來自澳大利亞克拉通變形北緣的露頭岩石，這些岩石是中部山脈造山運動期間區域隆升的結果，以及在鳥頭臺地勘探石油時的鑽井。澳大利亞克拉通岩石的簡化地層命名法總結在圖中。該圖顯示了從西北方向的鳥頭到東南方向的鳥體的區域地層對比關係。
14.3.1. 古生代基底
由於露頭較少，印尼巴布亞島（伊裡安查亞）古生代地層的分佈較差，因此難以在該區域內進行區域對比。此外，許多較老的地層已發生區域變質作用。巴布亞島上存在一些出露古生代地層的地區。在鳥頭半島東北部的山區，出露規模最大的地層塊體被稱為克莫姆高地（Kemum High）。另一方面，未變質的古生代地層最優良的露頭位於中南部山脈的Gunung Bijih 採礦通道（GBMA）附近。中南部山脈形成一個簡單的北傾單斜構造，由大約30公里寬、18公里厚的沉積序列構成。GBMA 包含道路切割面，這些切割面揭示了整個印尼巴布亞島地層上最連續的部分（Sapiie 等人，1999）。在鳥頭半島地區，已知最古老的地層是厚層的克莫姆組（Kemoem Formation），主要由板岩、千枚巖和少量石英岩組成。在鳥頭半島，該組地層被石炭紀黑雲母花崗岩（Melaiurna 花崗岩）侵入。因此，推測變質作用發生在泥盆紀到早石炭世（Pigram 等人，1982a）。然而，在東北部的克莫姆高地，三疊紀花崗岩（如安吉花崗岩（Anggi Granite）、誇提索爾（Kwatisore）、內託尼侵入雜巖（Netoni Intrusive Complex））侵入下古生代地層（Dow 等人，1988）。克莫姆組不整合覆於其下地層之上，被艾法姆組（Aifam Group）不整合覆蓋。
艾法姆組用於描述一組可測繪的岩石，其下部為淺水陸棚沉積，向上過渡為河流三角洲環境。艾法姆組最著名的出露位於鳥頭半島北部邊緣，在該區域內，該組被細分為三個組：艾茂組（Aimau Formation）、艾法特泥岩組（Aifat Mudstone）和艾寧組（Ainim Formation）（Dow 等人，1988）。艾法姆組廣泛分佈於鳥頭半島地區，該組地層似乎未發生變質作用。在鳥頸地區，該組地層變形和變質作用更為強烈。在賓圖尼（Bintuni）地區，提普瑪組（Tipuma Formation）不整合覆蓋於艾法姆組之上（Biantoro 和 Luthfi，1999）。
在中南部山脈（鳥身），阿維加託組（Awigatoh Formation）是印尼巴布亞島上已知最古老的岩石單元。該巖單元由Bar 等人（1961）和Visser 和 Hermes（1962）命名為阿維加託組，後來由Parris（1994）在蒂米卡（Timika）圖幅上命名為內雷維普組（Nerewip Formation）。該岩石出露於靠近邊境的阿維加託山、馬彭杜馬（Mapenduma）核心和迪古爾山脈（Digul Range）背斜（Paris，1994；Granath 和 Argakosoemah，1989）。在馬彭杜馬背斜，該組地層沿著GBMA 西側的拜度（Baidu）河和內雷維普河出露（Quarles van Ufford，1996）。該組地層由變玄武岩、變火山岩以及少量石灰岩、頁岩和粉砂岩組成。根據有限的野外觀察，該組地層似乎被卡里姆組（Kariem Formation）不整合覆蓋。
沿著GBMA 的卡里姆組被賦予了不同的名稱，例如，基於與鳥頭半島東北部巖性對比，被命名為克莫姆組（Martodjojo 等人，1975），或在蒂米卡圖幅上被命名為奧托莫納組（Otomona Formation）（Parris，1994）。最初，卡里姆組是對印尼東部伊裡安查亞卡里姆河出露的一組沉積岩的描述（Bar 等人，1961；Visser 和 Hermes，1962）。巖性上，該組地層由細粒石英質濁積岩組成。在鳥頭半島東北部，這些沉積物發生了變質作用，被花崗岩侵入，在晚石炭世之前被侵蝕，並被艾法姆組不整合覆蓋（Dow 等人，1988）。卡里姆組的時代被解釋為前寒武紀或早古生代。這種解釋是基於其地層位置（位於志留紀和泥盆紀莫迪奧組（Modio Formation）之下），以及鋯石裂變徑跡（ZFT）年齡重置結果（顯示年齡為650±63 Ma）（Quarles van Ufford，1996）。在GBMA，卡里姆組與上覆圖阿巴組（Tuaba Formation）之間的關係被推測為不整合接觸（Quarles van Ufford，1996）。
圖阿巴組由Pieters 等人（1983）命名，用於描述在圖阿巴河出露的巖單元。圖阿巴組由厚層粗粒至中粒石英砂岩組成，夾有礫岩和頁岩。圖阿巴組的時代被限定為前寒武紀或早古生代。該組地層位於志留紀至泥盆紀莫迪奧組之下。然而，沿著GBMA，該組地層與莫迪奧組呈斷層接觸（漢內卡姆斷層（Hannekam Fault））。因此，接觸關係尚不清楚（Sapiie 等人，1999）。
莫迪奧組先前被命名為莫迪奧白雲岩（Pigram 和 Panggabean，1983；Dow 等人，1988）。Quarles van Ufford（1996）將該巖單元從莫迪奧白雲岩重新命名為莫迪奧組，以納入上部的矽質碎屑岩段。該組地層分為兩個段。下部的A段主要由碳酸鹽巖組成，特別是層狀疊層石白雲岩。另一方面，上部的B段主要由細粒碎屑岩組成，包括生物擾動泥岩和粉砂岩，以及細粒平面交錯層理到水平層狀砂岩（Quarles van Ufford，1996）。莫迪奧組被解釋為一個海侵序列，從潮汐到海洋陸棚環境沉積。莫迪奧組的時代被限定為志留紀至泥盆紀，依據是在莫迪奧B段的石灰岩中發現並鑑定的晚泥盆世（弗拉斯期）珊瑚（Oliver 等人，1995）。與上覆艾杜納組（Aiduna Formation）的上部接觸關係未得到良好露頭，被解釋為不整合接觸（Quarles van Ufford，1996）。
艾杜納組最早由Lehner 等人（1955）在瓦格特（Waghete）圖幅西部命名，作為艾法姆組下部段的一部分（Parris，1994）。在GBMA，Martodjojo 等人（1975）將該組地層置於艾法姆組內，作為Visser 和 Hermes（1962）提出的艾法姆組C段。Pigram 和 Panggabean（1983）在瓦格特圖幅地區使用艾杜納組，因為艾法姆組難以細分。Parris（1994）在蒂米卡圖幅地區傾向於使用艾杜納組來替代艾法姆組C段，因為他已經將下部艾法姆組細分為圖阿巴組和莫迪奧組。艾杜納組的特徵是層狀含煤矽質碎屑岩。該組地層被解釋為在河流到三角洲環境中沉積（Visser 和 Hermes，1962；Dow 等人，1988）。然而，腕足動物的存在表明，部分艾杜納組沉積在海洋環境或可能瀉湖地區（Martodjojo 等人，1975；Parris，1994；Quarles van Ufford，1996）。艾杜納組的時代由腕足動物化石限定為二疊紀（Martodjojo 等人，1975），由植物群限定為晚二疊世（Quarles van Ufford，1996）。與上覆提普瑪組的接觸關係整合。
14.3.2. 中生代至新生代沉積
14.3.2.1. 提普瑪組
提普瑪組廣泛分佈於印尼巴布亞島，從西北部的鳥頭半島延伸到靠近邊境的東部。Visser 和 Hermes（1962）首次正式命名了來自鳥頸地區肯貝蘭根（Kembelangan）1號井的巖單元為提普瑪組。提普瑪組的特徵是獨特的紅色，並伴有少量淺綠色斑點。提普瑪組是在大陸裂谷時期河流環境中沉積的（Pigram 和 Panggabean，1983）。野外觀察表明，該組地層的厚度沿走向迅速變化（Quarles van Ufford，1994）。這種證據被解釋為代表由活動伸展形成的horst 和 graben 沉積地形。提普瑪組的時代僅受其地層位置限制，即三疊紀到早侏羅世。Pigram 和 Panggabean（1983）在瓦格特圖幅上指出，提普瑪組與上覆肯貝蘭根群（Kembelangan Group）之間的接觸關係是不整合接觸（裂谷後不整合）。
14.3.2.2. 肯貝蘭根群
肯貝蘭根群從鳥頭半島延伸到阿拉弗拉（Arafura）臺地，是一個區域性廣泛的巖單元，在中生代期間沉積在澳大利亞大陸北部的被動大陸邊緣（Visser 和 Hermes，1962；Dow 等人，1988）。Pigram 和 Panggabean（1983）將肯貝蘭根群劃分為四個組：科派組（Kopai Formation）、沃尼沃吉砂岩組（Woniwogi Sandstone）、皮尼亞泥岩組（Piniya Mudstone）和埃克邁砂岩組（Ekmai Sandstone）。在鳥頭半島地區，肯貝蘭根群不能細分為四個組。該群地層的上部被稱為賈斯組（Jass Formation）（Dow 等人，1988）。賈斯組由石英砂岩和鈣質泥岩組成。肯貝蘭根群的下部包含夾層狀含碳質粉砂岩和泥岩，上部包含細粒含海綠石石英砂岩和少量頁岩。該群地層作為被動大陸邊緣序列，整合覆蓋於三疊紀裂谷序列提普瑪組之上（Dow 等人，1988；Parris，1994）。與上覆新幾內亞石灰岩群（New Guinea Limestone Group）的瓦里皮組（Waripi Formation）的接觸關係似乎是整合接觸。
14.3.2.3. 新幾內亞石灰岩群（NGLG）
在新近紀時期，大約在白堊紀和新生代的交界處，新幾內亞島以碳酸鹽沉積為特徵，被稱為新幾內亞石灰岩群（NGLG）。NGLG 覆蓋於肯貝蘭根群之上，最初由Visser 和 Hermes（1962）定義。在印尼巴布亞島中部，新幾內亞石灰岩群通常被劃分為四個組。
底部巖單元是古新世到始新世的瓦里皮組，由含化石白雲岩、石英砂岩和少量石灰岩組成。瓦里皮組沉積在淺海、高能環境中。該組地層與雅威石灰岩（未分異的NGLG）和晚白堊世的埃克邁砂岩（Pieters 等人，1983）呈漸變接觸。
始新世的福邁組（Faumai Formation）整合覆蓋於瓦里皮組之上。該組地層由厚層（最厚達15米）到塊狀富含有孔蟲的石灰岩、泥灰岩、白雲岩以及一些厚達5米的富含石英的砂岩層組成。福邁組沉積在淺海、中等能量環境中。早漸新世的西爾加組（Sirga Formation）整合覆蓋於福邁組之上。該組地層由含孔蟲的粗粒至中粒石英砂岩和粉砂岩組成，區域性富含礫石。西爾加組沉積在河流到淺海環境中，經歷了一段沉積間斷。該組地層是印尼巴布亞島地區始新世和中中新世之間唯一沉積的矽質碎屑岩組。Pigram 和 Panggabean（1983）將該組地層命名為Adi段。西爾加組的沉積是漸新世海平面下降以及新幾內亞東部漸新世造山運動引起的。伊姆斯金組（Imskin Formation）是一種遠洋石灰岩，由層狀碳酸鹽泥岩、泥灰岩、白堊、燧石和豐富的遠洋有孔蟲組成（Visser 和 Hermes，1962；Koesoemadinata，1978；Pieters 等人，1983）。該組地層代表深海環境，向上過渡到淺水碳酸鹽巖。該組地層的時代範圍從古新世到中中新世（Pieters 等人，1983）。
漸新世到中中新世的凱斯組（Kais Formation）整合覆蓋於西爾加組之上。該組地層主要由有孔蟲石灰岩組成，夾有泥灰岩、含碳質粉砂岩和煤層。凱斯組沉積在一箇中等至低能量的碳酸鹽巖陸棚上。生物地層分析表明，最年輕的地層約為15 Ma（Quarles van Ufford，1996）。在鳥頭半島，凱斯組代表一個礁體複合體，包括臺地和斑塊礁相。該組地層與薩拉瓦蒂（Salawati）盆地的克拉莫根石灰岩（Klamogun Limestone）等同。此外，在薩拉瓦蒂和賓圖尼盆地，凱斯組部分交錯，並整合覆蓋於克拉薩費特組（Klasafet Formation）之上（Dow 等人，1988）。
14.3.3. 晚新生代沉積
澳大利亞大陸基底的新生代晚期沉積以覆蓋中中新世碳酸鹽地層的數公里厚的矽質碎屑岩序列為特徵（Visser和Hermes，1962；Dow等，1988）。在伊裡安查亞地區，已知三個主要地層，它們在年齡和巖性方面都相似（Pieters等，1983）。它們分別是克拉薩曼組、斯滕科爾組和布魯組。它們分別出現在薩拉瓦蒂盆地和賓圖尼盆地以及中央山脈南部（阿基梅加和伊武爾盆地）。區域性地區，它們被更年輕的碎屑沉積物覆蓋（即烏帕和塞勒礫岩）。在伊裡安查亞北部，矽質碎屑岩出現在北海岸盆地（美弗拉克特）的中中新世早期（Visser和Hermes，1962；Dow等，1988）。這個稱為馬卡茨組的岩石單元覆蓋了海洋基底。
14.3.4. 太平洋板塊地層
太平洋板塊（大洋省）的詳細地層由Pieters等（1983）和Dow等（1988）提出。總體而言，太平洋岩石由地幔衍生巖、島弧火山岩和淺海沉積物組成。地幔衍生巖廣泛出露於伊裡安查亞蛇綠岩帶（IOB）、獨眼巨人山、瓦吉奧島、戈蒂埃山北部以及索龍和亞彭斷裂帶沿線的碎塊（Dow等，1988）。IOB長約400公里，寬約50公里，呈東西向帶狀分佈，由超鎂鐵質巖、基性深成岩和高階基性變質岩組成（Dow等，1988）。IOB的年齡未知，但根據變質岩塊推測為中生代。
奧韋瓦火山群是太平洋板塊的火山岩（Dow等，1998）。最初，Visser和Hermes將其命名為奧韋瓦組。然而，由於所有火山岩的年齡相同，並且成分非常相似。它們都被歸為一組。該組岩石大多是島弧火山作用的產物，其特徵非常一致（Dow等，1988）。它們主要以基性成分為特徵。在整個伊裡安查亞，它們的年齡範圍從古近紀到早中新世（Visser和Hermes，1962）。
太平洋板塊的沉積物以淺海碳酸鹽巖為特徵，夾有來自島弧的陸源沉積物，較少來自地幔巖。這個單元，稱為霍蘭迪亞組（Visser和Hermes，1962）和Dow等（1988），被提升為群的地位。該群廣泛分佈於瓦吉奧、比亞克和亞彭島以及獨眼巨人山脈的側翼。該群的年齡範圍從早中新世到上新世。
14.3.5. 過渡帶地層
澳大利亞板塊和太平洋板塊的匯聚產生了變形帶內的岩石。這組岩石被歸類為過渡帶，主要由變質岩組成。變質岩形成了從伊裡安查亞到巴布亞紐幾內亞的連續帶（>1000公里）。
在伊裡安查亞，低溫區域變質岩出露於韋蘭山脈和中央山脈北側。歷史上，這些變質帶曾被賦予幾個不同的名稱，如德雷沃變質岩（Pieters等，1983）、德雷沃變質帶（Nash等，1993）和魯法埃爾變質帶（Dow等，1988，Warren，1995）。該帶通常由來自澳大利亞大陸中生代被動邊緣的低溫（±300°-350°C和5-8 kb）變質泥質岩組成。韋蘭山脈的變質岩記錄了比中央山脈更高的溫度（藍晶石-黑雲母-石榴石；Dow等，1988），這被解釋為烏塔瓦岩基侵入的結果（Warren，1995）。伊裡安查亞和巴布亞紐幾內亞變質泥質岩的同位素年齡記錄了晚漸新世至早中新世的區域變質事件（Weiland，1999）。將該帶與伊裡安褶皺帶分隔開的接觸帶是漸變的（Warren，1995）。
在伊裡安查亞，在新近紀晚期構造事件（Dow等，1988年稱美拉尼西亞造山運動）之前，發現的構造地質證據很少。最古老構造的證據記錄在古生代地層中。然而，該組的出露有限，因此對古生代構造的瞭解也很貧乏。今天島嶼上的大多數構造特徵都是新近紀晚期弧-陸碰撞的產物。後來的構造事件（<4 Ma）重新激活了一些較老的構造，以左旋走滑斷層為主（Sapiie等，1999）。總體而言，伊裡安查亞的構造格局可分為三個主要構造域：鳥頭、頸部和主體。在鳥頭主體，東西向至西北西向構造貫穿整個中央山脈。這條東西向-西北西向帶被稱為新幾內亞活動帶，是一個從巴布亞紐幾內亞到伊裡安查亞的連續帶，寬300公里（Dow等，1988）。新幾內亞活動帶在鳥頸處被東西向大陸走滑斷層——塔雷拉-艾杜納斷裂帶（TAFZ）終止。鳥頸的構造以北北西向褶皺為主，稱為倫古魯褶皺帶（LFB）。該褶皺帶在鳥頭地區的克穆姆高地終止。在這個區域，大多數構造以東西向斷裂系統為主。
Sapiie等（1999）提出，新幾內亞北部的一塊岩石圈作為一個不同的運動實體——卡羅琳板塊在運動。該微板塊幾乎與太平洋板塊一起運動，但並不完全一致。在新幾內亞西部，這種相互作用的主要影響是導致左旋轉換運動。這種運動始於俾斯麥海，登陸形成250公里長的貝瓦尼-托里切利斷裂帶，沿曼貝拉莫逆衝推覆和褶皺帶發生200公里長的右階躍匯聚變形，沿亞彭斷裂帶恢復左旋位移。再往西，300公里長的左階躍形成了分離的瓦伊波納海槽，連線到塔雷拉-艾杜納斷裂帶，該斷裂帶又向西延伸到班達海。塔雷拉-艾杜納斷裂帶將塞拉姆海槽的西向逆衝推覆與帝汶/阿魯海溝的北向俯衝分隔開來。形成曼貝拉莫逆衝推覆和褶皺帶的約束彎曲在區域地震活動性中得到了很好的定義。由於地震發生在接近150公里的深度，因此該地區至少發生了200公里的匯聚，因此在貝瓦尼-托里切利和亞彭斷裂帶沿線也指示了類似幅度的走滑。在比亞克島附近，匯聚可能只是最近才開始，因為地震較淺，並且附近的新幾內亞海溝沒有明顯近期變形的證據（Milson等，1992）。在新幾內亞西部，塞拉姆海溝已適應了顯著的西向匯聚，其地震活動性延伸至100公里深處。
該系統中的主要釋放彎曲是鮮為人知的瓦伊波納海槽，自上新世以來一直是一個主要的沉積中心（Dow等，1988）。可能以該區域為中心發生了50至100公里的岩石圈伸展。根據地震活動性，活動擴張集中在鳥頭東海岸，穿過倫古魯褶皺帶。這種擴張運動的南向延伸是阿魯海槽，它標誌著澳大利亞板塊邊緣的裂谷。這兩個區域的總伸展量都很小，大約10公里。由於它們似乎不是長期現象，因此比亞克地區的逆衝推覆和鳥頭背面的伸展可能是該地區非常近期的發展。