印度尼西亚地质/班达弧
班达弧是印度尼西亚东部面向西部的马蹄形弧，定义了印度-澳大利亚板块、太平洋板块和欧亚板块三个主要板块汇聚和碰撞的轨迹。中生代南部特提斯地壳的碎片现在形成了班达海的基底。在周围的岛屿上，班达地体的亚洲亲缘前弧叠覆体（可能包括超镁铁质岩石和年轻的镁铁质火山岩）在构造上覆盖着澳大利亚亲缘被动边缘单元，这些单元被吸积到上盘上。班达地体变质岩产出始新世冷却年龄，并记录了班达海开裂之前大印度尼西亚弧（GIA）发生的事件，以及中新世至今的弧-大陆碰撞。GIA 是从侏罗纪到渐新世（Carter 等人，1976 年；Haile 等人，1979 年；Earle，1983 年；Harris，2006 年）沿着巽他地块南缘的活跃大陆弧。澳大利亚亲缘同碰撞变质岩出露在帝汶的北海岸，被称为艾勒乌杂岩，其原岩年龄为二叠纪到侏罗纪。这些岩石的变质冷却年龄范围为 12-3 Ma。
从内侧（班达海）到外侧（前陆盆地），de Smet（1999，图 1）在外班达弧地质中区分了以下带：1. 前弧带，总体上呈块状且狭窄；2. 碰撞相关的变质带，由低级到高级变质岩组成；3. 逆冲褶皱带，主要由澳大利亚大陆边缘起源的二叠纪-三叠纪和侏罗纪沉积物构成；4. 由晚中生代和第三纪深水沉积物组成的逆冲褶皱带；5. 晚新近纪隆起盆地带。
弧的起源一直是持续争论的主题，提出的方案可以分为三类：1. 该弧仅由原本直的东-西走向的弧逆时针旋转 180°形成，其北部相对于南部旋转（Katili，1975 年；Carrey，1976 年；Audley-Charles，1972 年；Carter 等人，1976 年）。2. 该弧至少从晚白垩世（Norvick，1979 年）就已达到目前的弯曲度。3. 该弧是由澳大利亚大陆块北部边缘的碎片形成，导致班达海洋盆的封闭（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）将提出的构造模型概括为三个主要组，主要来自帝汶的地表观测
1. 叠瓦模型（Fitch & Hamilton，1974 年；Hamilton，1979 年）主要基于海洋地质和地球物理数据（例如 von der Borch，1979 年；Silver 等人，1983 年；Karig 等人，1987 年）。在这个模型中，帝汶被解释为在俯冲沟（帝汶海沟）的悬垂壁上叠覆的混乱物质的堆积，基本上形成了一个大型增生棱柱。
2. 逆冲模型可能是最古老的模型，其中帝汶被解释为阿尔卑斯式逆冲片（例如 Wanner，1913 年）。该模型主要基于地表地质，在那里帝汶异地块的逆冲片很好地暴露出来。随后的研究人员（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）清楚地区分了非澳大利亚起源的异地块单元和源自澳大利亚大陆的同生地块单元。
3. 反弹模型（Chamalaun & Grady，1978 年）表明澳大利亚大陆边缘进入了威塔尔海峡附近的俯冲带。随后，大洋岩石圈从大陆部分分离，导致帝汶通过陡峭断层上的均衡反弹隆起。该模型基于收敛已停止的假设，这与通过帝汶海沟的至少 26 毫米/年的收敛 GPS 测量结果不一致，并且断层面解表明沿俯冲界面和缝合线附近存在活跃的收敛。没有证据表明板片撕裂或俯冲极性反转。
与班达弧的起源密切相关的是围绕班达海的年龄和形成方式的推测，其起源仍然存在争议，即它是通过弧后扩张形成的（Barber，1981 年；Carter 等人，1976 年；Hamilton，1988 年；Nishimura & Suparka，1986 年），还是代表了印度洋亲缘的被捕获的洋性岩石圈（Bowin 等人，1980 年；Lee & McCabe，1986 年；Pigram & Panggabean，1983 年；Silver 等人，1985 年）。
正如 Earle（未发表的博士论文，1981 年）最初提出的那样，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）和布鲁-塞兰微板块（Linthout 等人，1989 年，1991 年；Sopaheluwakan，1993 年；Sopaheluwakan 等人，1992 年）的最新研究提供了对班达弧变质基底起源的另一种解释，强调了 Lherzolitic 超镁铁质岩石的重要作用，而以前的模型忽视了这一点。
板块构造理论预测存在增生楔，它由从洋底刮下来的远端沉积物组成，位于弧的内侧。然而，de Smet（1999 年）在这里发现了大陆基底岩石和早中生代大陆沉积物。这种情况被解释为澳大利亚大陆边缘在中新世澳大利亚与班达俯冲带之间的板块碰撞过程中发生反转过程的结果。de Smet（1999 年）得出结论，外班达弧不是一个增生复合体，而是澳大利亚大陆压缩的北部边缘。在中生代和第三纪期间积累的澳大利亚大陆边缘沉积物的负荷被推到大陆基底地壳块的后面，形成外班达弧现在的岛屿和山脉。然而，没有发现澳大利亚基底参与的证据。帝汶所有变质岩的年龄都是前侏罗纪（班达地体）或中新世-上新世。
11.2.1. 帝汶
帝汶的地层由于构造复杂而非常复杂。一般来说，帝汶的地层分为三个层序，即冈瓦纳层序、被动边缘层序和同造山层序，其年代范围从二叠纪到更新世。本章是 Sawyer 等人（1992 年）的缩写版。
11.2.1.1. 基底岩
出露在帝汶的变质岩的亲缘关系尚不清楚。穆蒂斯-洛洛托伊杂岩的片岩、千枚岩、角闪岩和相关的蛇纹岩代表了晚侏罗纪到早白垩世的弧-沟地壳（例如 Earle，1979 年；Harris，2006 年）。在帝汶没有发现前晚石炭纪的岩石。最古老的变质岩为始新世（Standley and Harris，2009 年）。Earle（1981 年）表明，在帝汶西部变质杂岩中识别出的重矿物组合与帝汶上的二叠纪-三叠纪地层不同，并且与来自大陆基底的衍生不符。
11.2.1.2. 克克内诺层序
克克内诺层序的年代范围从早二叠纪到中侏罗纪，并伴有上侏罗纪间断。该单元包括阿塔霍克和克里巴斯组、三叠纪尼奥夫、艾图图和巴布鲁组，以及侏罗纪怀卢利组。严格从地层学角度来看，二叠纪马乌比塞组可以与克克内诺层序联系起来。然而，这与构造观测结果形成对比，构造观测结果表明需要进行构造分离（Audley-Charles，1968 年）。Sawyer 等人，暂时引入了“特提斯边缘推覆体”一词来反映马乌比塞发生情况的差异。
11.2.1.2.1. 马乌比塞组
马乌比塞组主要由早二叠世到晚二叠世石灰岩和喷出岩组成，是帝汶西部已知最古老的岩石（de Roever，1940 年；Audley-Charles，1968 年）。腕足动物组合的比较表明马乌比塞是在冈瓦纳的一部分形成的（Bird and Cook，1991 年）。马乌比塞最常见的岩性为红色到紫色生物钙质砂岩、粒屑灰岩和富含珊瑚、海百合、苔藓虫、腕足动物、头足类动物和纺锤虫碎片的砾屑灰岩。基质通常为重结晶的微晶灰岩，方解石胶结物取代了大多数生物碎屑。次要的马乌比塞相包括块状白色到灰色石灰岩、层状微晶灰岩、稀疏的夹层碎屑岩和河道充填沉积物，在岩性上等同于二叠纪的克里巴斯组。
11.2.1.2.2. 阿塔霍克组
东帝汶的阿塔霍克组根据菊石的年代确定为早二叠世萨克马里阶（Bird，1987 年）。在帝汶西部，阿塔霍克组的出露并不广泛，仅出现在偏远西北海岸线和帝汶西部北部。阿塔霍克组的底部接触面在帝汶西部没有记录。Bird（1987 年）描述了阿塔霍克组与上覆克里巴斯组之间由杏仁状玄武岩组成的上部接触面。Rosidi 等人（1981 年）将帝汶西部的大面积地区归类为二叠纪的克克内诺系，后来发现其年代为三叠纪，并重新归类为尼奥夫组和巴布鲁组。阿塔霍克组砂岩为细粒、中等分选的石英长石砂岩，含有大型黄铁矿化的木质碎片，以及穆蒂斯/洛洛托伊等效（？）千枚岩和页岩的岩屑碎片（Sawyer 等人，1992 年）。
11.2.1.2.3. 克里巴斯组
Audley-Charles（1968 年）在东帝汶建立了早二叠世克里巴斯组的分类。Bird（1987 年）描述了五个主要相，这些相具有横向连续、急变的层界，包括杂色砂、粉砂、黑色页岩和生物碎屑灰岩，厚度大于 400 米。该地层仅在北部山脉的某些部分出露。砂岩根据岩石学分析被分类为双峰、细粒到粗粒长石岩屑砂岩。物源区靠近基性岩。沉积环境为浅水陆棚，这与 Bird（1987 年）识别的阿托模斯动物群相一致，这些动物群代表了水深 20-50 米的温带到亚热带水域。沉积构造表明浊流是沉积物搬运的常见方式。
11.2.1.2.4. 尼奥夫组
早、中三叠纪 Niof 组地层接触面通常很尖锐，并呈现出许多沉积构造。层内生长断层、大规模滑塌和其他同沉积构造很常见。主要岩性包括层状薄层泥岩、红色、灰色、黑色和棕色页岩，伴有撕裂碎屑、粉砂岩、符合灰色岩场分类的砂岩、碳酸盐泥岩和脆性石灰岩。在北部山区，阿坦布阿以北，Sawyer 等人（1992）观察到一系列小型露头，初步归类为 Niof 组。这些露头由亚圆形至棱角状砾岩组成，砾石为 Maubisse 石灰岩、含正长石斑晶的粗面岩、中性火山岩、安山岩和花岗岩。微晶基质结构由粉砂岩和含云母砂岩组成。该剖面与细粒、坚硬的火山角砾岩断层接触，向北，与 Maubisse 组 Atapupu 相的蛇纹石化橄榄岩接触。
11.2.1.2.5. AITUTU 组
Aitutu 组的主要岩性为白色至偶尔为粉红色的石灰岩，夹层碳酸盐泥岩，颜色从浅灰色到黑色不等。有时在石灰岩中沉淀出圆形燧石。在露头中，单元层发育良好，厚度约为 45-60 厘米，接触面尖锐、平坦。沿层理面，大型动物化石如 Halobia、Daonella、Monotis、各种菊石和其他化石碎片很常见。Aitutu 组在北部山区出露，接触面为非同期接触，部分与 Niof 组和 Babulu 组过渡，与 Cook（1986）的观点一致。与下侏罗统 Wai Luli 组的上部接触面为同步接触，可从岩性特征上识别出来，以主要为页岩为特征。Aitutu 组沉积环境主要为开阔海域、外陆架至斜坡，可能远离 Niof 组和 Babulu 组。
11.2.1.2.6. BABULU 组
Babulu 组的岩性由互层页岩和粉砂、砂质条带和 Lapunif 段的大块砂岩组成（Gianni，1971；Cook，1986）。接触面明显但起伏不定。Babulu 组最上部的岩性可能由脆性、交错层状石灰岩和浅灰色钙质页岩组成，与 Aitutu 组的部分岩性相似。在露头中，Lapunuf 段的风化面总是呈现黄褐色，新鲜面呈盐和胡椒灰颜色。大块砂岩中的层理面厚度通常为 60 厘米至 3 米。沉积构造非常普遍，包括层理、生物成因特征和泥裂。层理面含有腕足类和小型菊石，丰富的定向植物碎片、泥裂、基底标志和 Nereites 相的遗迹化石（Cook，1986）。Sawyer 等人的年代与 Cook（1986）的年代基本一致，从早中诺利期到晚卡尼期不等。然而，过渡性的 Babulu 组和 Niof 组页岩的年代均为拉丁期。Babulu 组沉积在三叠纪主要海平面海侵结束时的巨大后退砂楔中。我们推测古环境在近岸至陆架斜坡断裂之间波动，沉积来自三角洲前积和浊流。
11.2.1.2.7. WAI LULI 组
侏罗纪 Wai Luli 组主要由均匀的深灰色泥岩和页岩组成，夹层富含有机质的石灰岩、泥灰岩和粉砂岩。粉砂岩在未风化的情况下总是呈均匀的深灰色。泥岩和石灰岩在新鲜面上呈淡蓝色、黄色或绿色。富含有机质的石灰岩呈现毫米级的颜色带和层理，以及分支状遗迹化石，以及充填的洞穴，呈现出特征性的斑驳灰色外观。互层单元的厚度始终小于 60 厘米，接触面尖锐，通常含有平行层理的菊石组合（Sawyer 等人，1992）。奥德利·查尔斯（1968）估计东帝汶剖面的厚度在 800-1000 米之间。
Sawyer 等人（1996）对一些样品进行了年代测定，所有样品的年代均在早、中侏罗世赫唐阶至卡洛夫阶之间。沉积环境为浅水内陆架至中陆架。上覆早白垩世 Nakfunu 组紧随其后的是一个非沉积间断，涵盖了晚卡洛夫阶至提通阶。Wai Luli 组与上覆 Oe Baat 组的接触面尚未在 Wai Luli 组和更年轻的 Oe Baat 组岩性之间得到描述。
与 Kekneno 序列的二叠纪和三叠纪年代单元相比，Wai Luli 组在北部山区尚未被发现。这可能是由于侵蚀或 Wai Luli 组超压页岩是 Kekneno 序列与上部逆冲片之间主要剥离面的位置。后者意味着 Wai 组在构造上被纳入了 Sonnebait 混杂岩（Harris 等人，准备中）。
11.2.1.3. KOLBANO 序列
Kolbano 序列的岩性范围从晚侏罗世提通阶至早新世。地层包括提通阶至贝里阿斯阶 Oe Baat 组、早白垩世 Nakfunu 组、白垩世 Menu 组和第三纪 Ofu 组（Harris 2011）。该层序被四个主要间断或缩减层所打断，它们出现在：1）中白垩世阿尔比阶至土仑阶，2）早古新世，3）渐新世，局部延伸至早中新世，4）早新世之后。由于侵蚀、逆冲作用的剥蚀、俯冲至班达地体之下或向班达地体的 Palelo 群过渡到远端相，以及该地体后来在构造上缩短（Sawyer 等人，1992），Kolbano 序列的露头在南部山区以北很少见。南部山区的 Kolbano 序列岩性形成一个向后陆（北）倾斜的前缘叠瓦扇，由正面增生的澳大利亚边缘物质组成（例如 Harris，1991；2011）。该单元向北以构造接触面与 Kekneno 序列相接，从 Boti-Merah 逆冲的逆冲断层切断坡道开始，剥离面逐渐上升，到南部海岸，剥离面位于 Kolbano 序列的上部。
11.2.1.3.1. OE BAAT 组
Oe Baat 组的大块砂岩相很少见层理面，但当观察到时，由交替的粉砂岩和砂岩组成。剖面底部由褐色至黑色粉砂岩和页岩组成，伴有褐铁矿结核。页岩的年代为晚侏罗世提通阶（Sawyer，1992）。层状、含 glauconite 相的沉积环境为浅水陆架，而大块砂岩相的海洋性较差。Charlton（1987）认为，glauconite 和磷酸盐矿物的丰富性表明该地区靠近一个上升流的浅水陆架。大块段的结构成熟度、长石成分和石英颗粒的亚棱角性表明靠近一个抬升的沉积和陆相花岗岩或片麻岩来源。Sawyer 等人（1992）和 Charlton（1987）认为该组的厚度为 480 米。Sawyer 等人（1992）观察到两种上部地层接触关系。第一个是 Oe Baat 大块相与始新世 Ofu 组 Boti 段之间的一个不整合面。第二个是 Oe Baat 组被 Zanclian 阶的 Viqueque 组覆盖。尽管单元之间存在一个主要间断，但结构倾角是一致的。这意味着至少部分地层在第三纪岩性沉积之前被侵蚀，Zanclian 阶之后的褶皱事件导致了目前的背斜构造。
11.2.1.3.2. NAKFUNU 组
Nakfunu 组的岩性包括放射虫岩、泥岩、泥灰岩、互层页岩，以及较少的砂屑灰岩、泥晶灰岩和颗粒灰岩。Nakfunu 组的一个显著特征是层理厚度始终在 3 到 30 厘米之间变化，接触面尖锐、平坦、平面状至波状。页岩单元可以是互层的或大块的。黑色铁锰结核在露头中很常见。实测剖面表明，平均地层厚度为 500 米。Sawyer 等人（1992）的生物地层结果表明，早白垩世的年代主要集中在两个年代范围：贝里阿斯阶至阿普提阶和奥特里夫阶至阿普提阶，在阿尔比阶和土仑阶之间存在一个主要非沉积间断。年代关系和异源成分表明，Nakfunu 组的底部相当于 Oe Baat 组的层状、含 glauconite 相。岩性与 Oe Baat 组几乎相同，由极细粒、中等分选的亚碎屑砂岩组成。Nakfunu 组是在早白垩世逐渐的海平面抬升过程中沉积的，最终在阿尔比阶达到顶峰。沉积环境可能是一个贫瘠的远端大陆斜坡。锰的存在、孢粉植物物种以及陆相植物碎片的缺乏表明碎屑输入量低，推测深水深度接近或低于碳补偿深度。在样品中，有孔虫很少或不存在，但放射虫丰富，纳米化石常见。一些样品中含有重塑的中、晚三叠世孢粉化石。
11.2.1.3.3. MENU 组
白垩纪 Menu 组在岩性上类似于第三纪 Ofu 组，包括 Charlton（1987）归类于 Boralalo 组的一些单元。与 Ofu 组几乎始终为大块的岩性相比，Menu 组呈现出尖锐的、平坦的层理，单个单元的厚度通常在 6 到 60 厘米之间。石灰岩可能含有 1 到 2 厘米的层位和红色燧石结核，并且经常表现出强烈的内部解理。层理面显示分支状遗迹化石铸模，长度可达 70 厘米，宽度可达 5 厘米。Menu 组和 Ofu 组之间的岩性相似性强烈表明存在地层接触面。在 Noil Menu 型地区，早白垩世 Nakfunu 组与 Menu 组发生叠瓦构造，但最初的接触面被怀疑是地层的。Menu 组的岩性是在与 Ofu 组相似的深海环境中作为远端钙质浊积岩沉积的（Sawyer 等人，1992）。
11.2.1.3.4. OFU 组
Ofu 组的主要岩性为坚硬的、白色至粉红色的块状石灰岩，呈现贝壳状至亚贝壳状断裂，新鲜面呈光泽或瓷质状。在露头中，单元层可能含有非常细的毫米级层理和强烈的压溶解理，导致方解石脉在缝合线、节理和裂缝中形成。丰富的、继承的重塑的白垩世和古近纪有孔虫的大小表明，它们起源于浊流快速向下坡的运输过程。与 Nakfunu 组和 Menu 组一样，Ofu 组是在一个基本上缺乏碎屑的深海环境中沉积的。然而，碎屑的保存表明它们在碳补偿深度 (CCD) 以上累积。这表明，或者早白垩世从较低斜坡向较高斜坡或斜坡位置发生了相对水深的变化，或者世界海洋温度或化学成分发生了有利的变化。
11.2.1.4. VIQUEQUE 序列
Viqueque 序列主要由上新世-更新世沉积物组成，这些沉积物是同造山“磨拉石型”的。该序列包括 Viqueque 组和各种混杂岩单元，尽管并不一定意味着它们之间存在遗传联系。在东帝汶 Suai 盆地钻探的井遇到了高达 3000 米的 Viqueque 序列，它与一个褶皱的 Mutis/Lolotoi 逆冲片接触。
11.2.1.4.1. VIQUEQUE 组
维克奎克组是一个整体上向上变粗的地层序列，从白垩岩和钙质泥岩过渡到砂岩，顶部为第四纪砾岩和礁灰岩。该地层位于中央盆地，位于科尔巴诺叠瓦构造单元的西侧和南侧，并可能延伸至北部山脉。该地层表现出强烈的岩性变化，反映了快速近端隆升和原始沉积地形的变化。地层几乎总是成层，层厚约10厘米或更厚。维克奎克组底部接触面变化很大。Sawyer等人（1992）观察到其与三叠系艾图图组呈角度接触，与被侵蚀或未沉积的奥巴特组呈构造整合接触，与科尔巴诺组呈高角度断层接触，覆盖在班达和特提斯复理石的窗体之上，以及与索恩贝特和博博纳罗混杂岩接触。巴图普提成员的岩性主要为块状白色钙质泥岩或白垩岩和浅灰色泥岩，含有常见的植物碎屑。地层质地软至坚硬，层理不清晰。除典型产地外，凝灰质层非常少见，尽管常见的副矿物为玻璃质碎屑。在该单元与诺埃尔成员交错的地方，粗大的生物碎屑和碎屑异质体出现。
11.2.1.4.2. 混杂岩
在整个帝汶岛，有几个地层可以被描述为混杂岩，或易与混杂岩混淆。Harris等人（1998）将博博纳罗鳞片状粘土区分为一种由底辟作用和再沉积形成的沉积物，以及一种可能由构造作用形成的变形程度更高的混杂岩，称为索恩贝特混杂岩。博博纳罗鳞片状粘土出现在维克奎克组底部与灰色页岩接触的地方，以及常见夹杂的鹅卵石到巨砾大小的岩块，如奥勒乌底辟以及塞毛岛、奥库西和哈利卢基乌克的活动底辟。挤出的页岩中含有块体和化石，时代从三叠世中期到更新世不等。相比之下，索恩贝特混杂岩似乎是构造变形的结果。页岩通常是重结晶的，并且相关的或夹杂的岩块显示出剪切接触面。总体而言，构造化岩块的大小以及岩块与混杂岩基质的比例从岛屿北部向南部递减。
11.2.1.5. 班达地体
班达地体被认为是一个解体的高级复理石，由弧前盆地和火山弧岩性组成。从洋底到大陆架再到礁石的向上变浅序列（Barber，1978）始于穆提斯-洛洛托伊相当的变质岩，时代不早于侏罗纪晚期（例如Earle，1981; Standley 和 Harris，2009）。帕莱洛组或系不整合地覆于这个海洋岩石圈基底之上，并包含了大量弧前碎屑岩和火山岩，这些岩石沉积在亚洲板块上，早于它与澳大利亚大陆边缘的碰撞（Earle，1979，1981，1983）。
11.3.1. 三叠系-侏罗纪早期砂岩
迄今为止在塔宁巴岛上发现的最古老的岩石为三叠纪，仅在泥火山喷出的直径为分米的岩块中发现。三叠纪岩石包括黄色、褐色和灰色粗粒至细粒砂岩，通常显示沉积构造，包括典型的浊积岩沉积的交错层理、波痕、基底和工具痕迹。其他砂岩显示鱼骨状交错层理，可能表明潮汐沉积环境。这些岩石是不成熟的亚长石质云母质砂岩，颗粒亚角状至亚圆状，分选程度不同。它们在岩石学上与帝汶岛的三叠纪砂岩类似（Cook等人，1989年的巴布鲁组，Bird等人，1989年，Bird和Cook，1991年）。孢粉化石表明砂岩的时代为三叠世中期-晚期（安尼期-瑞替期）和侏罗纪早期。在泥火山中偶尔发现的煤炭碎片也显示侏罗纪早期，这些煤炭可能与较浅水域（可能是潮间带）的砂岩同时沉积。或者，它们可能代表浊积岩序列中的漂移木。晚三叠世-侏罗纪早期砂岩的可能沉积环境为河流三角洲体系，在三叠纪期间从较深水域向侏罗纪早期边缘海域逐渐变浅（Charlton等人，1991）。
11.3.2. 侏罗纪早期-中期页岩
泥火山喷发物的基质主要是侏罗纪页岩。这些页岩颜色为中暗灰色，部分含黄铁矿，含有丰富的铁锰质结核。重晶石矿化也常见于与铁质岩石有关。泥火山喷发物在局部也包含大量菊石和箭石，它们通常是松散的，但有时会被封闭在页岩块中，这证明了它们与页岩的主要关系。另一个标本根据其肋状图案被鉴定为晚托阿尔期。因此，整个侏罗纪早期都由这些动物群代表。其他保存不佳的菊石和鹦鹉螺（Cenoceras）也是侏罗纪早期的典型代表。孢粉学测定（P. T. Corelab Indonesia，1987年书面通信）表明页岩样本的时代范围为普林斯巴赫期-卡洛夫期。还发现了侏罗纪鱼龙的颚骨的一部分。侏罗纪页岩的沉积环境被解释为低能限制性海洋环境，至少部分处于缺氧条件下（由大量黄铁矿表明）。孢粉学测定表明浅海内陆架环境（P. T. Corelab Indonesia，1987年书面通信）。页岩与三叠系-侏罗纪砂岩序列的上部同时沉积，这两种岩相可能相互交错（甚至可能是同一个互层序列的一部分）。侏罗纪页岩再次与帝汶岛的等时地层（Wai Luli组）非常相似，也与苏拉群岛的布亚组（Garrard等人，1988年）和米苏尔岛的叶菲页岩（Pigram等人，1982年）相似。
11.3.2.1. 翁加组
这是一个新的地层划分，这里提出是为了涵盖Sukardi和Sutrisno（1981，1990）记录的摩鹿加杂岩的一部分。该组包含厚厚的粗粒至中粒、块状至良好层理的砂岩序列，几乎没有较细的沉积物。该组广泛分布在翁加岛、武尔玛利岛和纳特拉尔岛（图2），类似的岩性常见于亚美德纳海峡地区泥火山的碎屑中。翁加组迄今为止已识别出两个不同的成员。首先，橙色或黄色风化块状至层理差，粒度非常粗（高达3-4毫米）的成熟石英砂岩，由圆度良好和中等至良好分选的石英颗粒组成，少量粘土基质有时存在。这些砂岩出现在武尔玛利岛，以及一些泥火山的喷发物中。其次，是绿色或淡黄色细粒-中粒长石质砂岩，由角状至圆状颗粒组成，含有海绿石和粘土基质。平行、波状和低角度交错层理在毫米-分米尺度上很常见，但这些是迄今为止观察到的唯一沉积构造。海绿石砂岩在翁加岛和纳特拉尔岛以及一些泥火山的喷发物中被观察到。两种砂岩岩性都以方解石胶结，砂岩的孔隙度根据胶结程度不同而从差到好不等。翁加组的沉积环境尚不清楚。该组至少部分是海洋沉积物，因为它含有海绿石，但大型、圆度良好的石英颗粒可能来自风成环境。除了海绿石砂岩中的平行和少量交错层理外，沉积构造很少见。圆度良好的石英颗粒可能从风成环境中重新搬运到海洋环境中，可能表明河流三角洲体系。该序列中迄今为止尚未发现宏观或微观化石，因此翁加组的时代无法准确确定。翁加组是早中新世唐古斯塔邦组中细粒砂岩的来源，因此早于新近纪。由于上面已经描述了涵盖大部分三叠纪和侏罗纪早期-中期的沉积序列，翁加组可能是在侏罗纪晚期-古近纪期间沉积的。塔宁巴岛的晚白垩世和古近纪可能是在深水碳酸盐岩相中形成的，这将在下一节中讨论。因此，翁加组最有可能是在侏罗纪晚期-早白垩世形成的。该组的年代将在后面的章节中更详细地讨论。翁加组的厚度目前尚不清楚，但翁加岛上广泛的露头表明该组厚度可能达到数百米。
11.3.2.2. 唐古斯塔邦组
唐古斯塔邦组由红褐色和灰色粘土与灰白色玻璃质凝灰岩、红褐色至灰色灰岩和钙质砂岩交替出现，序列上部含有石英砂岩。该组中的浮游有孔虫表明该序列的一部分时代为古新世中期（P4），并得出该组总体为古近纪的结论（Charlton等人，1991）。地质图显示唐古斯塔邦组在亚美德纳岛中心的一些内陆地区出露，周围是被更年轻的巴蒂玛富迪组包围。在1986年的野外考察中，唐古斯塔邦组在克斯特南河剖面进行了取样（De Smet等人，1990a）。在这个剖面中，该组由灰色石英砂岩与红色粘土互层组成。砂岩为细粒且分选极好，几乎未胶结，且缺乏明显的沉积构造。层理仅由偶尔出现的粘土互层指示，这些互层以米到几十米的不规则间隔出现。砂岩与粘土岩地层之间的接触面很尖锐且平坦，没有生物扰动或冲刷的迹象。砂岩含有晚白垩世（森诺曼期-马斯特里赫特期）和古近纪浮游有孔虫的再沉积动物群。样本中最年轻的动物群元素的时代被确定为浮游有孔虫带N8（早中新世最晚期），这表明该序列的一部分最大年龄。因此，唐古斯塔邦组的时代为早中新世晚期，而不是之前认为的古近纪。虽然尚未发现任何基底地层接触面，但唐古斯塔邦组可能不整合地覆于翁加组之上，翁加组是年轻地层中硅质碎屑颗粒的主要来源。在塔宁巴岛上尚未发现晚白垩世-古近纪微化石的来源，这些微化石在唐古斯塔邦组中以再沉积形式大量出现。有人认为，这些岩石最初是在深水碳酸盐岩相中形成的，在古近纪最晚期或早中新世被侵蚀，紧接唐古斯塔邦组沉积之前。这将在后面的章节中更详细地讨论。唐古斯塔邦组在克斯特南河剖面的厚度至少为300米（De Smet等人，1990a），Sukardi和Sutrisno（1990）估计该组的总厚度为600米。De Smet等人（1990a）对沉积环境并不确定，但总体上倾向于相对较深的陆架外缘环境。
11.3.3. 渐新世-中新世浅水和非海相沉积物
亚美大纳海峡地区的泥火山采集的几个样本是渐新世或早中新世浅海沉积物。这些包括由分选良好和圆形良好的颗粒组成的石英砂岩，其中包含大型底栖有孔虫。砂粒与翁加组的砂岩中的砂粒相似，几乎可以肯定地来自该单元的侵蚀。根据其底栖有孔虫组合，其中一个样本被解释为近礁沉积物（A. Racey，个人通讯，1987 年）。另一个样本包含渐新世-中新世浅水底栖有孔虫与深水浮游有孔虫混合在一起，可能是浊积岩，但再次表明在现在的塔尼巴尔西部，在渐新世-中新世时期存在浅水环境。从亚美大纳海峡地区的泥火山采集的第二种岩石类型可能是近乎同期的，即一种未成熟的三角洲煤，其年代可能为中新世（P. T. Corelab 印度尼西亚，书面通讯，1987 年）。
11.3.3.1. 巴蒂马富迪组
巴蒂马富迪组由苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 定义为中新世沉积序列，主要由浅灰色或棕色生物碎屑灰岩与白色或灰色泥岩互层组成。这些作者指出早-中中新世年龄范围。在他们的地质图中，该组显示在亚美大纳东部广泛出露。苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 还识别了该组的一个独立的泥岩段，他们指出该段在亚美大纳中部和西岛出露；也就是说，在巴蒂马富迪组的西侧。De Smet 等人 (1990a) 在亚美大纳东部的多个地点描述了巴蒂马富迪组。在该区域，该组由互层泥岩和生物碎屑灰岩组成，其中生物碎屑灰岩主要为浊积岩和质量流成因。生物碎屑灰岩主要由浮游有孔虫组成，但在局部地区包含来自碳酸盐架环境的分选良好的底栖动物群。来自夹层泥岩的原地动物群表明 N16 - N17（晚中新世）年龄，而异地动物群的年龄范围从古近纪到晚中新世。De Smet 等人 (1990a) 解释了巴蒂马富迪组的古水深为 1000 - 2000 米。从凯斯特嫩河上游剖面采集的样本中，浮游有孔虫的体型较小，双列型有孔虫的出现很常见，这表明可能存在较局限的、靠近陆地的环境（L. J. van Marle，阿姆斯特丹自由大学，与 M.E.M.S. 的个人通讯，1986 年）。该组的估计厚度为 700 - 1000 米。巴蒂马富迪组与下伏的唐古斯塔布组之间的关系尚不清楚（De Smet 等人，1990a）。一方面，巴蒂马富迪组下部出现类似于唐古斯塔布组中的红色粘土，表明存在过渡接触；另一方面，没有发现中中新世岩石。目前，这个问题仍然没有解决。苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 提出的从东部以生物碎屑灰岩为主过渡到西部以泥岩为主，没有得到我们的野外工作的支持。在亚美大纳东海岸附近局部地出现厚泥岩层段（例如，在巴蒂马富迪河），相反，在西岛出现厚生物碎屑灰岩（例如，在东南莱巴博巴）。更可能的是，这种过渡是垂直的，从该组下部的以泥岩为主的层序过渡到顶部以生物碎屑灰岩为主。苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 提出的东西过渡更可能反映了西部与东部相比的侵蚀程度更深。因此，巴蒂马富迪组中泥岩和生物碎屑灰岩的相对分布并不反映出如在澳大利亚大陆边缘外缘所预期的那样向远端相的过渡。此外，从巴蒂马富迪组记录了 6 个明确约束的古流向指标，其平均流向为 120°方位角（记录范围为 065° - 160°）。这种主要的东南流向与塔尼巴尔在此时占据澳大利亚大陆块边缘附近位置的预期相反。
11.3.3.2. 巴蒂伦布蒂组
巴蒂伦布蒂组由苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 描述为包含富含浮游有孔虫和底栖化石的灰白色至浅灰色泥岩。该组被认为是上新世-更新世，沉积环境被解释为开阔的海洋。在索姆拉基附近的巴蒂伦布蒂角的典型剖面上，该组向上与被描述为索姆拉基组的第四纪礁体整合接触。De Smet 等人 (1990a) 在亚美大纳西海岸巴图普蒂村附近的 þ 描述了该组可能的下部。巴图普蒂剖面由白色、胶结性差、富含有孔虫的泥岩组成，在 1 - 3 米的尺度上分层不良。局部观察到生物扰动，一些层段富含贝壳碎片。浮游有孔虫微动物群表明早更新世（N22）年龄，而底栖动物群表明水深为 100 - 300 米。这与下伏的巴蒂马富迪组形成鲜明对比，后者在 1000 - 2000 米的水深中堆积。与巴蒂马富迪组不同的是，巴蒂伦布蒂组没有重力搬运或动物群改造的证据。然而，巴蒂马富迪组和巴蒂伦布蒂组之间最显著的差异是这两个层序的变形程度不同。巴蒂马富迪组因褶皱和逆冲断层而受到强烈变形，而巴蒂伦布蒂组仅倾斜，局部被正断层切割。尽管尚未观察到这两个组之间的接触，但变形程度不同以及它们之间的年龄差距（De Smet 等人，1990a 的古生物学研究中没有识别出上新世）表明存在不整合关系。似乎塔尼巴尔的主要变形阶段发生在上新世，在此期间，巴蒂马富迪组和更老的岩石从澳大利亚大陆边缘外侧转移到弧-陆碰撞复合体，并同时从中新世的 1000 - 2000 米水深抬升到早更新世的 100 - 300 米水深。巴蒂伦布蒂组本质上是一个造山后的沉积物，可能充填了碰撞复合体古地形中的凹陷。它在这些地形低洼处可能具有高达几百米的层厚。
11.3.3.3. 索姆拉基组
苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 将第四纪礁体描述为索姆拉基组，广泛分布在塔尼巴尔群岛的海岸周围，局部地作为抬升的礁体台地出现在内陆。苏卡迪和苏特里斯诺 (1981) 记录的最高礁体台地位于莫卢岛 (200 米)、乌利亚鲁岛 (188 米)、特内曼岛 (152 米) 和塞卢岛 (148 米)。在亚美大纳东北部记录到 123 米高的第四纪礁体，在亚美大纳南部的索姆拉基附近记录到 127 米高的第四纪礁体，在塞拉鲁西部记录到 104 米高的第四纪礁体。在其他地方，第四纪礁体的高度不超过海平面以上 50 米。大量的抬升的第四纪礁体表明塔尼巴尔正在持续抬升。然而，塔尼巴尔的抬升并不像帝汶那样剧烈，帝汶的第四纪礁体局部抬升到海拔超过 1200 米的高度（Rosidi 等人，1981）。
11.3.4. 更新世(?) 粘土岩
在凯斯特嫩河及其支流沿线的几个地点，观察到变形的中新世巴蒂马富迪组岩石与未变形的富含软体动物的灰色粘土之间存在明显的不整合。由于该粘土的外观年轻以及腹足类贝壳未重结晶的性质，推测其年龄为更新世。因此，这种粘土岩与巴蒂伦布蒂组和/或索姆拉基组是时间等效的。不整合面是平面的，局部地截断了巴蒂马富迪组中的褶皱。在凯斯特嫩河河岸上，在数公里范围内多次观察到不整合面，在此期间，河流水位下降了几十米。这表明该河流迅速穿透松软的更新世粘土，直到到达下伏的坚硬的巴蒂马富迪组，然后河道的下切速度明显减缓，河流倾向于沿不整合面的倾斜方向流动。亚美大纳的地形不对称，东海岸附近有陡峭的悬崖，向西海岸方向有一个长而缓和的背斜。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个夷平面，而这个面随后向西北方向轻微倾斜。
11.3.5. 非地层制图单元
苏卡迪和苏特里斯诺 (1981, 1990) 将非地层制图单元（变质岩和“构造岩”) 以及一些其他有问题的岩石类型归类为莫卢杂岩。正如已经描述的那样，莫卢杂岩的一部分，翁加组，在这里被认为是一个正常的可测绘地层序列。对莫卢杂岩其他部分（以及部分被绘制为巴蒂伦布蒂组的部分）的初步调查表明，这些区域可以解释为正常的岩层序列，或者作为本文中描述的布布安泥杂岩的一部分。我们建议莫卢杂岩这个名称几乎没有地质价值，应该放弃。我们 1986 年和 1987 年的野外工作不足以详细界定“莫卢杂岩”的正常地层部分（除了翁加组），这些单元在这里将不再进一步描述。本文只描述“莫卢杂岩”（以及巴蒂伦布蒂组）中重新归类为布布安泥杂岩的部分。
11.3.5.1. 布布安泥杂岩
Bubuan 泥质杂岩是一个混杂单元，通常由不同岩性的十厘米大小的岩块构成，并置于非鳞片状粘土基质中。在侵蚀作用下，粘土基质通常被差异性地去除，留下混合的巨砾滞留沉积物。Bubuan 泥质杂岩出露于 Sukardi 和 Sutrisno（1990）地质图中标注为 Molu 杂岩和 Batilembuti 组的地区（图 3）。一般来说，该单元被指定为 Molu 杂岩对应于粘土基质已被去除的区域，仅留下巨砾滞留沉积物。这些区域主要发生在河流流经的区域，那里河流已去除大部分粘土基质。在粘土和泥质基质仍然占主导地位的地区，Sukardi 和 Sutrisno（1990）将这里归类为 Bubuan 泥质杂岩的岩石映射为 Batilembuti 组的一部分。这包括雅美纳岛西部的广阔区域（图 3）。为这种混杂岩提出的名称取自雅美纳岛西海岸的 Bubuan 岛（图 2），该岛上暴露了 Bubuan 泥质杂岩的典型例子。正如 Sukardi 和 Sutrisno（1990）的地图所示，Bubuan 也是泥火山活动的所在地。战前一些荷兰地质学家（如 Brouwer 1922、Heim 1942、van Bemmelen 1949）讨论了泥火山活动作为印度尼西亚东部造岩过程的重要性。最近，Williams 和 Amiruddin（1983）、Williams 等人（1984）和 Barber 等人（1986）通过将其解释为混杂岩形成的主要因素，重新引起了人们对该地区泥火山活动的兴趣。在帝汶，侵蚀程度远高于塔宁巴尔，Barber 等人（1986）利用为泥火山活动提供燃料的页岩底辟过程来解释 Bobonaro 鳞片状粘土混杂岩的起源。在塔宁巴尔，Bubuan 泥质杂岩在这里被解释为来自众多泥火山的喷发物质的表层汇聚。Bubuan 泥质杂岩也可能与塞兰岛的 Salas 块状粘土相似（Audley-Charles 等人，1979）。
Bubuan 泥质杂岩的基质在整个塔宁巴尔岛分布相当均匀。它由中灰色至深灰色粘土构成，湿润时具有触变性和粘性，但在旱季出露时通常完全干燥。如上所述，这些粘土局部含有丰富的菊石动物群，表明这些粘土主要是早侏罗世。泥质杂岩中发现了各种类型的岩石作为巨砾，并且相对比例因地点而异。最丰富的成分是铁锰质的，有时是结核状的，据认为这些结核起源于侏罗世泥岩。重晶石和方解石矿化也与铁质岩同生。第二常见的成分是砂岩：三叠纪砂岩和晚侏罗世-早白垩世(?)的翁加组砂岩。三叠纪砂岩在雅美纳海峡地区特别丰富，但在靠近萨姆拉基岛南部地区的 Bubuan 泥质杂岩中不存在。其他次要岩性包括粉红色无化石的泥灰岩（与帝汶岛最晚的白垩世-最早的古新世 Borolalo 石灰岩非常相似）、渐新世-中新世陆架沉积物、蛇纹岩和高级变基性角闪岩。
11.4. 大凯岛和凯岛
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大凯岛的层序地层已被 Achdan 和 Turkandi（1982）描述，本章还使用了 Charlton 等人（1991）的补充数据。最古老的层序地层单元由平层状的、化石稀少的泥灰岩和泥质岩组成，在分米级尺度上互层，命名为 Elat 组。Achdan 和 Turkandi（1982）报道了泥质岩中来自浮游有孔虫的上始新世年龄，泥灰岩中还含有重叠的中始新世-上始新世底栖有孔虫。他们估计该组的厚度约为 500 米。1987 年，Charlton 等人从 Mun 南北部的连续海岸露头记录了约 450 米的该单元，他们怀疑暴露的总厚度可能更大，可能在 600-800 米左右。Elat 组被解释为远端大陆斜坡环境中沉积的远洋或半远洋碳酸盐岩，可能略向上变浅。Elat 组被（不整合地？）覆盖在淡黄色或红棕色浅水石灰岩 Tamangil 组之上。这种石灰岩是一种典型的钙质碎屑岩，含有大量直径达 6 厘米的 Lepidocyclina 底栖有孔虫。Achdan 和 Turkandi（1982）报道了该单元的中-上渐新世年龄，并确定了高达 50 米的层序地层厚度。我们认为，该单元足够独特，值得单独赋予组的级别。覆盖在上面的 Weduar 组由礁石灰岩、泥灰岩、钙质砂岩和泥质岩组成，沉积于近海陆架环境中。据信该组完全是中新世。根据 Achdan 和 Turkandi（1982）的说法，该组的厚度约为 500 米。Achdan 和 Turkandi（1982）在大凯岛上识别出的最年轻的层序地层单元是 Weryahan 组，该组由上新世浅水石灰岩和泥质岩组成。Achdan 和 Turkandi（1982）在他们的地图上标明了 Weryahan 组与 Elat 组（始新世）和 Weduar 组（中新世）之间的层序地层接触关系。这表明 Weryahan 组与这些较老的地层具有不整合关系。Charlton 等人（1991）在访问该地区后无法证实这些关系，因为该区域由 Elat 组的完整露头组成。在 Weryahan 组的第二个标注地点，位于 Weduar 村的正北方，在一系列露头中观察到从 Weryahan 组向下过渡到 Weduar 组的简单渐变（Charlton 等人，1991）。Weryahan 组和 Weduar 组的层理倾角相似，表明边界最多是一个不整合面。
关于凯岛的地质学文献有限。Pertamina-BEICIP 地图（1982）显示，凯岛群岛以第四纪珊瑚礁为主。上新世的 Weryahan 组出现在孤立的地方，以混杂堆积体的形式出现，这些混杂堆积体可能是由泥火山产生的。凯岛与大凯岛之间被一个向西倾斜的重大逆冲断层隔开。
11.5. 塞兰岛（根据 Kemp 和 Mogg，1992）
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塞兰岛的层序地层受到岛屿构造发展的强烈控制。因此，必须对两者进行综合分析和理解。塞兰岛本身位于一个复杂的陆壳板块相互作用区域内；澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋-菲律宾板块都对中新世至现在的沉积作用（塞兰岛地层）产生了重大影响，并覆盖并掩盖了晚中新世以前地层（澳大利亚地层）中的层序地层关系。下面列出的层序地层和构造模型是对 Kemp 和 Mogg（1992）首次提出的模型的更新。
11.5.1. 澳大利亚地层
澳大利亚地层（Kemp 和 Mogg，1992）由二叠纪至晚中新世的地层组成，这些地层构成了塞兰岛沉积的层序的大部分。这些地层沉积在澳大利亚大陆板块的北部边缘及其附近，构成了 Gondwana（三叠纪早期及更早）和 Westralian（中三叠世至最晚中新世）超盆地不可分割的一部分，如 Bradshaw 等人（1988，1994）所定义。在晚石炭纪至早二叠世期间，整个澳大利亚北部和西北部边缘地区发生了重大的陆内伸展和裂谷作用。这一事件导致了一系列由正断层界定的南北走向的裂谷盆地，这些正断层定义了各个盆地单元的边缘。在原塞兰岛的南部，这些形成了 Vulcan-Malita-Calder 地堑系统的边缘。在北部的原塞兰岛，伸展盆地系统形成了沉积中心，Kobipoto-Taunusa 杂岩和 Tehoru 杂岩的沉积物沉积在这些沉积中心。沉积后，原塞兰岛地区发生了重大的变质事件，导致这些二叠纪及更老的地层发生高变质至低变质。这种早期变质作用得到以下观察结果的证实，即在年轻沉积物（例如 Kanikeh 组）中发现了这些单元的变质碎屑。这种最初的加热阶段可能与局部地壳减薄的极端情况和相关的热脉冲有关，尽管这仍然是推测性的。DeSmet 和 Barber（1992）以及 Linthout 等人（1991）建议在岛屿当前的南侧（古西部）进行蛇绿岩推覆的后期新近纪变质作用。这种晚期的第二阶段事件与所提出的构造模型中的主要逆冲事件一致。
从晚二叠世至早侏罗世，Westralian 超盆地经历了一段相对的构造平静和区域热沉降期。这段陆内沉降期导致沉积中心轴线与先前的裂谷盆地一致，南部/东南部填充了一系列河流-三角洲沉积物，在原塞兰岛地区填充了一系列海洋沉积物。Kanikeh 组代表了塞兰岛的这段沉积期，包括一系列粒度细至粗的，有时是砾岩状的，石英砂岩和长石砂岩，显示出明显的递变层理，并与粉砂岩和泥岩互层。岩屑由火山岩、火成岩、变质岩和沉积岩碎屑组成。从 Kobipoto 杂岩和 Tehoru 杂岩中获得的变质岩被认为是岩内碎屑。钙质砂岩、泥灰岩、泥质灰岩、石灰岩和钙质砂岩被发现作为夹层、互层和独立的单元出现在 Kanikeh 组内。塞兰岛上的碎屑 Kanikeh 单元主要为浊积岩/重力流沉积物，在塞兰岛中部和东部的露头上识别出了明确的 Bouma 序列。整个地区都发现了丰富的碎屑煤炭层。还发现了较浅水单元，可能与风暴砂沉积有关。据信，碎屑 Kanikeh 组内的页岩和泥岩在晚中新世及更年轻的逆冲事件中充当了重要的滑脱层。一些较粗的和砾岩状的碳酸盐单元也具有重力/质量流起源。
孢粉学数据表明，卡尼克组的年代为中三叠世至晚三叠世，从拉丁期到诺利期（P.T. Geoservices，1991），孢粉组合与澳大利亚西北陆架（Dirk Hos，个人通信，Price，1976）的相同。
从晚三叠世到早侏罗世，西澳大利亚超盆地经历了新的压缩、断层复活和隆起期。在原塞拉姆地区，一个发育中的高地被一个中间的深盆地区域与大陆边缘的主要碎屑沉积中心隔开。这导致该地区与碎屑输入隔离，并沉积了萨曼-萨曼组的深水碳酸盐岩。这些深水相向外侧和向上过渡到浅水相马努塞拉组。然而，韦伯（1926）认为萨曼-萨曼似乎与卡尼克组整合，并可能与其渐变。这可能是基于与卡尼克剖面内类似碳酸盐相的岩石地层对比，尽管这是推测性的。萨曼-萨曼石灰岩由泥灰岩、夹层钙质泥岩和结核状燧石互层组成（Tjokrosapoetro & Budhitrisna，1982；O’Sullivan 等人，1985）。萨曼-萨曼石灰岩被认为是在中到深水、外陆架到深海环境中沉积的。萨曼-萨曼石灰岩的露头在地图上标注在塞拉姆中部高地地区。韦伯（1926）在中部山区描述了类似的石灰岩，具有强烈的沥青染色。
萨曼-萨曼石灰岩被马努塞拉组的浅水石灰岩覆盖，并在一定程度上与其横向相当。该单元由骨骼状鲕粒灰岩组成，在尼夫峡谷和东尼夫-1 井和奥塞尔-1 井的露头中被发现。马努塞拉组的露头也在塞拉姆中部和瓦图贝拉群岛（Weber，1926，Tjokrosapoetro & Budhitrisna，1982）被标注在地图上。马努塞拉组具有广泛的沙粒大小的鲕粒，在细粒、部分粪便基质中占据优势，较少的生物碎屑骨骼材料。一些露头样本发生了白云石化，并且在东尼夫-1 井和奥塞尔-1 井穿透的剖面中普遍存在。
由于缺乏这类浅水、高能、清洁地层的典型生物地层材料，马努塞拉组的年代测定证明很困难。然而，来自东尼夫-1 井和奥塞尔-1 井的露头数据和样本得出的年代范围为早侏罗世（普连斯巴奇期或更老）-到卡洛夫期-最下牛津期或巴通期。马努塞拉组可能沉积在一个区域性的外隆起带上。由于晚三叠世至早侏罗世的压缩，该隆起进一步隆起，向上变浅的萨曼-萨曼/马努塞拉层序沉积。在三叠世和早侏罗世，澳大利亚西北陆架沿线记录了类似的易于形成碳酸盐岩的隆起，例如阿什莫尔和埃克斯茅斯地台（Exon 等人，1991；Barber，1982）。从晚卡洛夫期到早牛津期，西澳大利亚超盆地经历了伸展和半地堑复活。紧随其后的是大陆裂解、快速沉降、海侵（O’Brien，1993）和广泛的卡洛夫期不整合面的发育（Mory，1988；Bradshaw 等人，1988，Struckmeyer 等人，1991，以及其他 - 表格 4）。马努塞拉组迅速被淹没，碳酸盐沉积停止。这种海侵导致上覆的科拉页岩在原塞拉姆地区沉积。该单元由灰色和红褐色泥岩和页岩组成，沉积在陆架（可能为浅海）到外陆架环境中。东尼夫-1 井的科拉页岩的年代为贝里阿斯期-启莫里期，最老可达中牛津期（早白垩世至晚侏罗世），奥塞尔-1 井的年代为晚侏罗世至早白垩世。从孢粉学证据来看，科拉页岩内还识别出一个可能的轻微不整合面，位于中提通期和晚启莫里期之间。这与在火山地堑中观察到的启莫里期内不整合面相吻合（Patillo & Nichols，1990）。科拉页岩可能在逆冲过程中充当重要的滑脱面。
科拉页岩的陆架环境也符合 Struckmeyer 等人（1990）对该时间段的古地理模式。科拉页岩可以与巴布亚盆地的马里尔页岩、科派（伦古鲁地区）的外陆架沉积物和米苏尔的勒林塔页岩相对应（Pigram 等人，1982）。帝汶海地区火山地堑中时间相当的单元是重要的烃源岩单元；然而，科拉页岩代表了更远端的、开放的海相沉积物，并不是塞拉姆的潜在烃源岩，地球化学研究（Corelab，1988 & 1994）支持了这一结论。
在晚侏罗世至早白垩世大陆裂解之后，短暂的逆冲导致沿着先前存在的正断层发生走滑复活、旋转和隆起，导致瓦朗吉期不整合面的发育（表格 4）。这一事件标志着塞拉姆科拉页岩的顶部。随后，西澳大利亚超盆地进入了一个典型的被动边缘时期，从早白垩世开始发育边缘坳陷（Falvey and Mutter，1981；Patillo and Nicholls，1990，Struckmeyer，1990；以及 O’Brien 等人，1993）。此时，大陆边缘发生了广泛的区域性海侵。塞拉姆作为澳大利亚大陆外缘的古地理位置从浅海（科拉页岩）迅速转变为碎屑贫乏的、外陆架、陆架斜坡、深海环境。尼夫组沉积在不整合面上。尼夫组由泥岩、钙质泥岩、泥灰岩、燧石、燧石灰岩、砂质页岩和少量珊瑚礁和礁灰岩组成的浓缩层序。
塞拉姆在整个白垩纪、古近纪和中新世的大部分时间里都处于这种远端环境中。虽然在澳大利亚西北边缘相邻的更近端的地区（Patillo and Nichols，1990 和 O’Brien 等人，1993）已经清楚地识别出压缩事件和海进-海退阶段，但在塞拉姆，这些事件并不明显，部分原因是其远端位置，以及复杂构造叠加掩盖了详细的联系。然而，在这个边缘坳陷阶段的地质记录中，至少有两个变浅阶段的一些证据。
最早的证据是由破碎的早古新世珊瑚礁灰岩（Kemp and Mogg，1992）代表的，可能代表了区域隆起期间的浅水沉积期。在澳大利亚北部边缘的其他地方，已经识别出晚白垩世和古新世的大范围隆起，与东部珊瑚海的开裂有关（Struckmeyer 等人，1990；Patillo and Nichols，1990；Etheridge 等人，1991）。在塞拉姆中部的露头样本中，已经识别出第二个浅水珊瑚礁灰岩沉积期。这一时期被认为是晚中新世，可能代表了与该岛下一个主要构造期相关的逐步隆起；即始于渐新世（Etheridge 等人，1991）的澳大利亚-欧亚-太平洋板块碰撞。在博利法尔乌塔拉-1 井中观察到碎屑流入层序的证据，在那里发现了晚中新世的碎屑。这些碎屑可能是由于响应早期压缩和相关逆冲而隆起的早中生代至晚中新世层序的侵蚀和再搬运造成的。
11.5.2. 塞拉姆系
晚中新世标志着塞拉姆地质和构造演化的一个关键阶段。正是在此时，向北移动的澳大利亚板块、向东移动的欧亚板块和向西移动的太平洋-菲律宾板块之间的碰撞产生了主要影响，导致塞拉姆地区发生快速逆冲和隆起。随着原塞拉姆地区作为澳大利亚大陆板块的一部分向北移动，它最终进入了一个活动带，该活动带目前以北以索龙断裂系为界，以南以塔雷拉-艾杜纳断裂系为界（图 4）。该活动带是一个复杂的左旋走滑带，是由菲律宾-太平洋板块与澳大利亚板块北部边缘的斜向汇聚引起的。自早更新世以来，逆冲带的隆起和侵蚀为萨拉斯杂岩、瓦海组和富法组的塞拉姆盆地沉积物提供了物质来源。与逆冲和快速造山隆起的初始阶段相关联的是，一个重力滑坡/崩塌单元，即萨拉斯杂岩，沉积在外陆架到深海的水深，并与澳大利亚系的沉积物不整合。萨拉斯由粘土和泥岩组成，包含逆冲前层序的碎屑、巨石和漂砾。萨拉斯代表了一个快速沉积的重力滑坡/崩塌单元，随着逆冲带形成的进展，它发育在隆起和侵蚀的逆冲沉积物之上（图 8）。琼斯（1987）描述了形成这类沉积物的机制。由于快速沉积，萨拉斯内部产生了超压，在博利法尔乌塔拉-1 井中可以看到。在东尼夫-1 井和博利法尔乌塔拉-1 井中，萨拉斯与尼夫组不整合接触。由于萨拉斯中较老的生物地层源物质的再搬运，萨拉斯的直接年代测定很困难。虽然与下伏尼夫组和上覆瓦海组不整合，但其沉积年代被限定在早更新世，尽管可能存在稍老的层段。随着隆起的逆冲带侵蚀的进展，前缘坡度的减小导致沉积方式从重力滑坡和崩塌为主（萨拉斯杂岩）转变为正常的碎屑深水外陆架到深海沉积。随着逆冲前缘进一步隆起，一系列狭窄的逆冲前陆盆地平行于逆冲前缘的走向发育。这些盆地形成了沿塞拉姆岛北部海岸从东到西延伸的细长“悬挂”的年轻盆地。瓦海组（图 8）首先沉积在这些正在发育的盆地中。瓦海组的年代为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组成，主要沉积在深海位置。在早更新世，岛屿的持续隆起导致逆冲前陆盆地水深逐渐变浅，并沉积了富法组的浅海泥岩、粘土岩、砂岩、粉砂岩、砾岩和石灰岩（图 8）。富法组和瓦海组也被 Zillman and Patten（1975）、Tjokrosapoetro 等人（1988）以及其他学者描述过，用于塞拉姆东北部，以及 DeSmet 等人（1989）用于西南地区。
11.6. 布鲁岛
[edit | edit source]在布鲁岛，根据区域关联，三叠纪前的地层被归类为瓦鲁基底杂岩，主要由低级变质岩组成。在三叠纪海侵之后，达兰组沉积，包含礁坡碳酸盐岩，并逐渐过渡到从近海到外陆架的复理石型沉积。达兰组沉积后发生了褶皱和隆起，侏罗纪在地质记录中表现为一个间断，期间可能发生了火山活动。格汉组是布鲁群中最古老的成员，由白云石化的石灰岩组成，少量细碎屑沉积物，富含碳质物质。碳酸盐岩代表了在近海到外陆架环境中沉积的礁坡泥晶灰岩和少量颗粒灰岩。库马组覆盖在碳酸盐岩之上，与格汉组逐渐过渡或互相交错。薄层深海生物碎屑灰泥岩，夹杂燧石层是库马组最常见的岩性。在库马组的最上部发现了安山岩凝灰岩和熔岩流。该组的年代为中白垩世至始新世。库马组被瓦埃肯组不整合覆盖，瓦埃肯组以粗粒至细粒砂岩和碳酸盐岩为主。夹杂在这些碎屑沉积物中是火山碎屑岩和安山岩成分的熔岩流。该组的年代主要为渐新世，但可能从始新世延续到渐新世。古近纪和更老的沉积物被早中中新世霍通组不整合覆盖，霍通组由砂岩和砾岩砂岩组成，少量页岩、泥灰岩、粘土和石灰岩。上新世莱科组主要由砾岩和砾岩砂岩组成，最上部与石灰岩互相交错。莱科组被第四纪礁石、地形沉积物和冲积物覆盖。
Darman, H. & Reemst, P., 2012, Seram海地质特征的震波表达：Seram海槽、米索尔-奥宁隆起和沉积盆地，沉积学通讯#23