印度尼西亚/爪哇和爪哇海地质
爪哇，其主干包括一个俯冲诱发的火山-深成岩弧，被经典地认为是大陆巽他板块的最南端前缘，覆盖着海洋澳大利亚-印度板块。事实上，构造配置是交替的高地和横向凹陷，与更复杂的模式有关，其中离散的地壳块可以被解释为从原始的整体克拉通分离的部分。两个动态过程相互作用：• 前第三纪时期块体的碰撞，通过海洋间隙的闭合被记录或标记，表现为大致东西走向的蛇绿岩带（西爪哇的西乐图，中爪哇的罗克乌洛），但碰撞的块体没有被明确识别。• 第三纪时期块体之间的横向位移是由横向断层造成的，是板块会聚过程本身引起的大规模走滑运动的组成部分。这些机制是伸展和收缩的全球大地构造事件的一部分，这些事件与台地、前弧和后弧盆地沉积以及火山活动的发生有关。在北爪哇近海，一些伸展、半地堑和地堑状的横向凹陷，是该国最富有的石油产区之一（巽他盆地，阿朱纳凹陷），在局部延伸到陆地，在那里它们与东西向后弧盆地合并。爪哇岛和邻近的爪哇海被分为两个主要省份，即西爪哇和东爪哇。这两个区域的分界线被选为一条子午线，大致连接卡里蒙爪哇群岛到三宝垄，然后向南延伸至陆地（图 4.1）。南爪哇外弧盆地也包含在本节中。
西爪哇地区目前标志着从西部的苏门答腊下方的前缘俯冲向东部的过渡。然而，该地区自始新世裂谷以来一直处于构造活动状态。始新世裂谷，与整个东南亚一样，可能与印度与亚洲的碰撞有关（例如，Tapponier 等人，1986 年），并涉及大量粗碎屑沉积物的输入。渐新世-近代历史更多地受到俯冲相关的火山活动和石灰岩沉积的影响。一般来说，西爪哇可以细分为以下构造省份：（见图 4.2；根据 Martodjojo，1975 年；Lemigas，1975 年，和 Keetley 等人，1997 年修改）• 北部盆地区域：一个相对稳定的台地区域，是巽他大陆的一部分，在近海和相邻陆地上具有 N-S 走向的裂谷盆地，充填有始新世-渐新世非海相碎屑岩，覆盖着中新世和更年轻的浅水陆架沉积物。• 由中新世和更年轻的沉积物组成的茂物海槽前陆盆地，主要是更深水沉积物重力流相。年轻的 E-W 走向背斜是在最近一次北向压性构造事件中形成的；• 现代火山弧：与印度洋板块在巽他大陆下方俯冲相关的活动安山岩火山活动（Gede-Panggrango、Salak、Halimun 等火山）。• 南部斜坡区域隆起：主要是始新世-中新世沉积物，包括属于老安山岩组的火山岩。构造复杂，N-S 走向断块断层，E-W 走向逆冲断层和背斜，以及可能的扭性构造。西南爪哇包含许多沉积盆地，这些盆地在轴向隆起内形成，以及在火山弧和与印度洋板块向北俯冲相关的淹没增生棱镜之间的区域。• 万丹地块：爪哇岛最西端，可以细分为北部的千岛碳酸盐台地，朗卡比特翁沉积亚盆地和南部的巴雅高地。在西部，有一些小的低地和高地，被称为乌戎库隆和洪杰高地，以及乌戎库隆和西马林平低地（Lemigas，1975 年；Keetley 等人，1997 年）。
北部近海及邻近陆上盆地地区包含两个主要盆地，即西北爪哇盆地和巽他-阿斯里盆地地区（图 4.3）。该地区的北部以拉伸断裂为主，压缩构造很少。盆地以裂谷相关的断裂为主，包含多个沉积中心。在西北爪哇盆地，主要的沉积中心称为阿朱纳盆地北、中、南和爪哇巴朗次盆地。这些沉积中心主要充填了第三系地层，厚度超过 5,500 米。在北部盆地地区观察到的重要构造包括与断裂背斜和地垒块体相关的各种高趋势区域、主要断裂下降盘上的褶皱、拱形褶皱和基底隆起上的覆盖。在几个地区也观察到了旋转断块。压缩构造仅在早期的西北-东南向裂谷断裂中观察到。这些断裂在渐新世期间重新活动，在巽他地区形成了与走滑断裂相关的几列下降构造。尽管西北爪哇盆地地区目前位于弧后环境，但西爪哇海裂谷体系并非作为弧后盆地形成。西北爪哇盆地的拉伸方向断裂模式和盆地方位表明，次盆地地区是在一个大型区域性右旋走滑体系的南端形成的拉张盆地；即马六甲和森巴兰断裂带向下延伸到巽他克拉通的西翼。在始新世-渐新世裂谷阶段，主要的拉伸方向为东北-西南向至东西向。两个观察结果支持了这些盆地与弧后无关的解释：1）WJS 裂谷的拉伸方向几乎垂直于目前的俯冲带，2）涉及厚厚的陆壳（Hamilton，1979）。西北爪哇凹陷不对称，其最深的阿朱纳次盆地位于阿朱纳高原的底部，由一条主要的南北向断裂隔开。盆地向南开口进入陆上的西普塔特、巴苏普提和爪哇巴朗次盆地，分别由伦加斯登克洛克和坎丹哈乌尔-甘塔尔高地隔开。这些次盆地以交替出现的高地和低地为特征，这些高地和低地由在沉积期间活动的拉伸深层断裂界定。爪哇巴朗次盆地以西与坎丹哈乌尔-甘塔尔地垒块体接壤，以东和东北与芝拉朋断裂接壤。这条主要的生长断裂导致了第三系岩石（包括爪哇巴朗火山岩）在爪哇巴朗次盆地的重要堆积。维拉次盆地是阿朱纳次盆地东北部的一个深层中生代和第三系凹陷。该次盆地被一些主要断裂所界定，特别是南部。构造方向为西南向和南西南向，类似于比利顿盆地的方向，在那里也发现了中生代（？）沉积物。巽他-阿斯里盆地地区包括巽他盆地和阿斯里盆地。这一构造单元是西爪哇北部盆地地区的西部最远盆地。巽他盆地是一个大致南北向的凹陷，其主要沉积中心，即千岛半地堑，位于其东缘，与千岛台地之间由陡峭的弯曲和断裂隔开。向西，盆地以兰蓬高地为界，向南以霍恩杰高地为界，向北以塞尼娅拱顶将巽他盆地与阿斯里盆地隔开。巽他盆地是爪哇北部盆地地区最深的盆地，基底深度超过 3.8 秒 TWT，位于巽他/千岛断裂的下盘。一系列正断裂将该地区切割成小的地垒和地堑特征。阿斯里盆地位于巽他盆地的东北部，是该地区的第二个深层盆地，基底深度达 3.0 秒 TWT。它以东由一条主要的正断裂与巽他台地相接。向北和向西，它以陡峭的坡度为界，并被正断裂切割。
西爪哇海盆地的沉积物分为两个截然不同的沉积单元，一个是裂谷相关的沉积充填，以非海相/陆相沉积序列为主；另一个是裂谷后（沉降）盆地充填，以边缘海相和海相沉积序列为主。在下文中，沉积序列根据其构造起源划分为五个不同的构造地层单元（Kohar 等人，1996 年）。
西北爪哇海盆地的沉积序列位于代表巽他陆块大陆隆起的第三系前基底的多个复合体之上。基底组合（图 4.4）由变质岩和火成岩组成，主要为白垩纪和更古老的时代，以及可能的早第三系时代的次要石灰岩和碎屑沉积物。这种低级变质沉积岩、火成岩和变质火成岩混合物是与美拉图斯缝合线（图 4.1）相关的俯冲相关的增生过程的结果，该缝合线在白垩纪和古新世期间活跃。变质等级在各个次盆地中差异很大，从硬化的石灰岩到低级变质的片岩。根据基底年代测定，区域变质作用在晚白垩世结束，而变形、隆升、侵蚀和冷却持续到古新世。由于正常的俯冲相关过程，晚白垩世至古近纪的钙碱性岩浆作用发生在陆上和近海爪哇。安山岩岩浆作用一直持续到始新世早期。西爪哇盆地的另一个重要的火成岩事件是中新世晚期的碱性玄武岩岩浆作用，它被保存为岩床或岩脉，或作为火山构造。根据深层的、主要是拉伸断裂系列，盆地地区可以分为交替出现的地堑状次盆地和正向隆起或台地。图 4.3 显示了西爪哇海盆地地区的盆地构造。
早裂谷充填包括巽他盆地中的巴努瓦蒂组和阿朱纳次盆地中的爪哇巴朗组。陆相和湖相体系主导了这些地层。早裂谷充填通常由未成熟的碎屑岩组成，从洪积扇砾岩和砾岩砂岩到河流砂岩和页岩，最终在巽他盆地以缺氧湖相页岩沉积结束。更往东，在阿朱纳次盆地，该地层以交替出现的火山碎屑岩和湖相碎屑岩为代表，由安山岩火山碎屑岩流和凝灰岩与基底来源的沉积物混合组成（Gresko 等人，1995 年）。早裂谷充填覆盖在基底之上，存在于巽他、阿斯里和阿朱纳次盆地的绝大多数最深处。主要由砾岩、粗粒至中粒砂岩组成的洪积扇相，与盆地边缘断裂相关联。其厚度在 3 英里的范围内从 200 米到 30 米不等，最终向南逐渐变薄。据推测，与西北-东南向盆地边缘断裂相关的洪积扇沉积形成了早裂谷充填沉积物，并向南进入一个可能的湖泊环境。河流砂岩和页岩相覆盖在洪积扇相之上。如果河流砂岩与洪积扇相关联，则被解释为轴向河道充填，如果与早裂谷地堑西侧（上盘充填）相关联，则被解释为辫状洪积平原沉积。第三个相是海侵的深湖相，由覆盖巽他和阿斯里盆地整个巴努瓦蒂地区的黑色页岩组成。
在早裂谷充填之上是不整合地覆盖着一个厚厚的同裂谷充填单元，该单元以西代表着塔朗卡卡组，以东代表着下西布拉坎/塔朗卡卡组。该单元存在于整个东北爪哇盆地，填充了西爪哇海盆地的一系列半地堑（图 4.4）。塔朗卡卡组分为两个段，下段为泽尔达段，上段称为吉塔段。同裂谷充填仅包括泽尔达段，在巽他、阿斯里和阿朱纳盆地的主要油田（钦塔、威都里、泽尔达、BZZ）中，作为主要的石油储层具有经济意义。该地层年代为渐新世至早中新世，以非海相沉积物为主，由互层河流砂岩、页岩和煤组成。河漫滩泥岩，偶尔还有浅湖泥岩填充了河道间区域。在阿朱纳地区，煤、石灰岩和海相页岩也出现在同裂谷单元的上部。煤和碳质泥岩被认为是阿朱纳原油的主要烃源岩（Gresko 等人，1995 年，苏坎托等人，1995 年）。该单元的最大厚度在千岛深盆地和阿斯里盆地为 2000 米。由于缺乏诊断性的花粉和化石，同裂谷充填单元的年代确定存在问题。年代确定是根据上覆的裂谷后单元（上塔朗卡卡）和下伏的巴努瓦蒂湖相单元进行的，并认为该单元的年代为渐新世至早中新世。
早期的沉降盆地充填代表了爪哇海区域与早中新世海平面上升相关的整体海侵环境。此时，各次盆地（巽他、阿斯里、赫拉和阿朱纳）之间的盆地边界并不清晰。盆地边界断层可能仍在局部活动，但沉降已显著减弱，裂谷作用已停止。因此，对于这些裂谷后沉降层序，容纳空间并不完全受断层运动控制。整个沉积中心在整个西爪哇海区域呈现出相对对称的漏斗形盆地。在中中新世巴图拉查碳酸盐沉积开始之前，古高地一直持续发生非沉积，形成了早期同裂谷充填的边缘海沉积的秃顶区域。早期的沉降盆地充填（裂谷后）包括之前描述的上塔朗卡卡尔（吉塔和海相塔朗卡卡尔组）以及巴图拉查组的碳酸盐岩，它们在整个盆地中与同裂谷充填整合覆盖（图 4.4）。早期沉降盆地充填的岩性由互层砂岩、粉砂岩、泥岩和煤，以及被连续的台地到礁体碳酸盐岩（巴图拉查）覆盖的海相页岩组成。早期沉降盆地充填单元的砂岩和礁体碳酸盐岩是该地区大多数油气田的重要烃类储层。非海相碎屑岩以河道、点坝和海相坝砂岩为主，沉积于从冲积平原上的低弯曲度河道、分流河道到边缘海坝等多种环境中。煤和河间泥岩和粉砂岩充填了河间区域，为早期沉降充填单元的丰富河流砂岩形成了一个层内封盖。随着海侵过程的继续，河流和三角洲砂岩、煤和非海相页岩的沉积停止，海洋环境逐渐向高地推进。礁体碳酸盐岩在基底高地（如克里希纳、比马、拉玛）生长，在高地周围形成了一个边缘礁复合体。
主要沉降盆地充填（中中新世-晚中新世）
[edit | edit source]主要沉降盆地充填以浅海（滨海）到近岸和三角洲相为主，包括苏门答腊东南部的古迈、艾尔·贝纳卡特和帕里吉组，以及西北爪哇盆地的上奇布拉坎组和帕里吉组的大部分（图 4.4）。在中中新世到晚中新世期间，整个西爪哇海区域连接在一起，形成了一个大型沉降盆地。主要沉降充填的下部偶尔在盆地翼部发生上超，但到晚中新世末，浅海沉积覆盖了西爪哇海区域。在巽他-阿斯里区域，主要沉降盆地充填以浅海碎屑岩为主，包括海相泥岩、钙质和绿泥石砂岩以及薄层石灰岩条带。该层序以广泛的台地碳酸盐岩沉积为顶，在艾尔·贝纳卡特石灰岩中有一些局部的碳酸盐岩隆起（礁）。古迈-艾尔·贝纳卡特组砂岩厚度为 10 到 70 英尺，与浅海泥岩互层，通常表现出向上变粗的层序。局部地区，在南部盆地边缘区域也发育了碳酸盐岩隆起。在西北爪哇海岸附近的伦加斯登格洛克高地/千岛陆架，一系列厚厚的礁体碳酸盐岩（中-主碳酸盐岩）在该区域大致呈 N-S 方向的区域基底断块上发育。碳酸盐岩隆起由骨架泥灰岩和灰泥岩组成，主要矿物成分包括珊瑚、底栖有孔虫、双壳类、棘皮动物碎屑、红藻以及少量的石英和绿泥石颗粒。这种碳酸盐岩隆起形成于中中新世（NN5-NN9 时代）。在主要沉降盆地充填的上部，浅海碳酸盐岩沉积继续形成礁体隆起，以前称为前帕里吉组和帕里吉组。浅海泥岩、页岩和绿泥石砂岩充填了礁间和开阔海域。前帕里吉组和帕里吉组隆起的分布呈现出 N-S 和 NW-SE 的伸展，这些隆起通常生长在基底高地或潜在的巴图拉查隆起上，导致仅略微的地形升高（图 4.5）。碳酸盐岩隆起由骨架灰泥岩、泥灰岩和粒屑岩组成，与泥岩岩相互层。在地震剖面上，这些隆起的几何形状和分布被清楚地识别为轮廓清晰的亚椭圆形隆起。
晚期沉降盆地充填（上新世-第四纪）
[edit | edit source]晚期沉降盆地充填代表了西爪哇海区域目前沉积之下最新的沉积层序，包括奇苏布组。在西部，晚期沉降盆地充填由海相粘土岩和泥岩组成，并以砾岩和火山碎屑沉积的陆相沉积物为顶。陆相沉积发生在第四纪海平面低位时期，大约在 150 万年前，当时苏门答腊和爪哇岛是北部主要巽他大陆的一部分。解释为河流砂岩和火山碎屑岩的砂岩和砾岩砂岩是奇苏布陆相的主要岩性。在东部，在阿朱纳盆地区域，该单元完全由海相粘土岩和泥岩以及薄层砂条带组成。浅海沉积继续在巽他大陆的东南部分发生，覆盖了西北爪哇盆地的西部。
博戈尔海槽
[edit | edit source]4.1.3.1. 构造框架
在北部盆地区域的南部，构造、次盆地和高地的南北走向被博戈尔海槽的东-西构造特征所覆盖，在那里，火山岩浆及其挤压效应的影响是主要的（图 4.2）。整个博戈尔海槽是一个逆冲褶皱带，向北，系统年龄逐渐变年轻，从南部的早中新世开始到北部的上新世-第四纪。所有来自北部的沉积物在这里都发生了泥化。火山碎屑岩来自南部。博戈尔海槽向东延伸到东爪哇北部区域。
4.1.3.2 地层学
博戈尔沉积省（图 4.5）由 3 个沉积系统充填，包括奇勒图、巴亚和贾蒂巴朗组。大部分为中-晚始新世的奇勒图组（1400 米）位于晚白垩世-古新世（可能是最早的始新世？）俯冲复合体之上，该复合体主要由解体的第三纪前海洋地壳和其他岩层组成。下斜坡浊积岩由火山碎屑岩和砾岩的互层组成，其中火山和多碎屑角砾岩和粘土岩的夹层较少，这些特征是奇勒图沉积的典型特征。第二个系统由巴亚组的过渡性到浅海石英砂岩组成，据信其主要形成于中-晚始新世。粘土岩和褐煤的夹层很常见。属于渐新世的巴图阿西组的海相沉积物不整合地覆盖了该单元。它们由泥灰岩、黑色粘土岩和页岩组成，部分与渐新世-中新世拉贾曼达拉组礁体石灰岩（90 米）交错。这些通常被认为是巴图拉查石灰岩的等效物。第三个沉积系统以火山沉积重力流为特征。其中最底部的是早中新世姜邦组，由角砾岩和凝灰岩组成，厚度可达 1000 米。该单元经常被称为“老安山岩”。与姜邦组相关联，并且位于更北部的地区是奇塔龙组，由凝灰岩和杂砂岩组成，厚度可达 1250 米。这两个组被认为代表了同一个深海扇系统的同期组成部分，其中姜邦组对应于近端扇沉积，而奇塔龙组对应于远端扇沉积。姜邦组被博容洛庞组石灰岩覆盖。在博戈尔盆地的北部区域，奇塔龙组被中中新世萨古林组覆盖，该组由角砾岩组成，厚度可达 1500 米。该组被上新世班塔加东组的粘土岩和杂砂岩（600 米）覆盖，之后是晚中新世坎塔延组的重力流角砾岩。第一个和第二个系统中的沉积物来自北部，而第三个系统来自南部。（Schiller, 1993）
4.1.4. 火山弧
现代火山弧是由印度洋板块在巽他大陆下方俯冲相关的活动性安山岩火山作用形成的（例如格德-邦格朗、萨拉克、哈利蒙等火山）。西爪哇先前研究结果表明存在晚第三纪岩浆活动的火山产物；例如，印尼国家石油公司（Pertamina，1988）记录了来自钙碱性辉石-安山岩熔岩的 12.0+ 0.1 Ma 的 K-Ar 年龄，该熔岩代表了第四纪瓦扬火山的基底的一部分。印尼国家石油公司（Pertamina，1988）的研究得出结论，西爪哇的这些火山岩年龄在 4.36+0.04 Ma 到 2.62+0.03 Ma 之间，表明在上新世期间存在连续的岩浆活动。最年轻的火山岩年龄来自 Pelabuhanratu 西部（爪哇西南），那里熔岩流的 K-Ar 测年结果为 1.33+0.28 Ma（Soeria-Atmadja 等人，1994）。有关岩浆弧的更多详细信息，请参见第 4.4 章。
4.1.5. 南部斜坡区域隆起
南部山脉，宽约 50 公里，从 Pelabahanratu 湾延伸到努沙甘巴兰岛。它们代表了爪哇向斜构造的南翼，一个向南倾斜的隆起地壳块。南部山脉最古老的岩石是片岩、千枚岩和石英岩，其中侵入了一些超基性岩。这些岩石出露在该岛的西南角（姜邦），被始新世晚期到渐新世早期（可能是早中新世？）的奇勒图组砾岩和砂岩不整合覆盖（Baumann 等人，1973）。奇勒图组之上是不整合地覆盖着早中新世的姜邦组。西爪哇东部的加蓬组与姜邦组相似。姜邦组主要由火山沉积物组成，如角砾质泥灰岩和粘土。底部的奇勒图组被石英斑岩侵入，可能带来了奇比通金矿的矿石（Nishimura 和 Hehuwat，1980）。
4.1.6. 万丹地块
4.1.6.1 构造框架
万丹区块包含多个构造高点和低点（图 4.2）。塞里布地台的第三系地层较薄（1.5 秒 TWT），主要由巴图拉查和后巴图拉查沉积物组成，位于万丹区块的北部。它与西部的巽他盆地被主要的塞里布断裂系统隔开，并向东和向北逐渐倾斜到阿朱纳次盆地和北塞里布盆地区域。后者是一个狭窄的较深区域，受 NS 和 NW-SE 生长断层的影響。地台本身的主要构造是覆盖大型基底高点区域和礁体堆积的轻微披覆。其陆上延伸被称为丹格朗高地，它与西普塔特次盆地被一条主要的 NNW-SSE 走向断裂隔开。巴亚和洪杰高地是位于印度尼西亚西爪哇南海岸的第三纪构造高地，位于马林平低地的边缘，即博戈尔海槽的西延（图 4.2）。洪杰高地主要由中新世火山碎屑岩组成，西部为上新世沉积物，东部为始新世地层。它可能与相邻的巽他海峡走滑盆地一起，响应苏门答腊走滑断层的运动而形成（图 4.6）。在巽他海峡和洪杰地垒构造的东部和西部，以及西爪哇的北部和南部（Malod 等人，1996），是一系列走向 N-S 的中等倾斜的半地堑。这些在地震资料上清晰可见，位于洪杰高地南部的近海区域（图 4.6）。巴亚高地包含由始新世干净的粗粒砂岩（Keetley 等人，1997）组成的，走向东西的大型背斜。
4.1.6.2 地层
万丹沉积省由 3 个主要沉积旋回组成（图 4.5）。第一个体系的最古老部分以古新世？火山岩和火成岩为主，相当于爪哇巴朗 Formation。它们被不整合地覆盖在以始新世为主的巴亚 Formation 的浅海到陆相沉积物之上。下部主要由黑色页岩组成，还有一些富含大孔虫的石灰岩透镜体，这些透镜体被解释为三角洲前缘沉积物（至少 300 米厚）。巴亚 Formation 的上部由含石英砂岩和含砾砂岩组成，其中夹有薄煤层（最大厚度 110 厘米）。该单元的总厚度约为 800 米。第二个旋回不整合地覆盖在巴亚 Formation 之上，由火山角砾岩和砂岩组成，其中夹有一些属于奇卡鲁库普 Formation 的泥岩。这些被解释为在冲积扇序列的底部沉积的角砾岩。之后是中新世早期的中新世石灰岩，即 Cijengkol Formation，其中通常富含大型底栖有孔虫。来自南部的火山岩的突然大规模涌入，包括由沉积物重力流沉积的凝灰岩和角砾岩，属于中新世 Cimapag Formation（约 1500 米厚）。第三个旋回完全由浅海到过渡性海相沉积物组成，对应于萨拉韦和巴都伊 Formation（约 1000 米厚）。最年轻的受海洋影响的沉积物来自中中新世博戎玛尼克 Formation，它由泥岩和砂岩组成，其中夹有一些褐煤透镜体。这些不整合地被上新世沉积物覆盖（Schiller，1993）。
4.2. 东爪哇
[edit | edit source]4.2.1. 构造背景
东爪哇的构造演化史不能与岛屿西部的构造演化史和东南亚地区的构造演化史分开。该区域位于巽他古陆的东南边缘，其基底为白垩纪至早第三纪混杂岩。这个古老的大陆边缘具有东北-西南走向的构造趋势，这在北爪哇近海地震资料上清晰可见。
一般来说，东爪哇地区可以分为五个构造省（图 4.7；根据 Yulihanto 等人，1995 修改），从北到南分别是：• 北部斜坡包括稳定的伦邦大陆架和兰都布拉通过渡带• 肯登海槽，博戈尔海槽的东延，一个不稳定的深海盆地。• 现代火山弧• 南部斜坡区域隆起
4.2.2. 北部斜坡
4.2.2.1 地质框架
北部斜坡覆盖着东北爪哇盆地，该盆地位于巽他古陆的北部和火山弧的南部（爪哇轴向山脉）。该盆地可以被归类为典型的弧后盆地。它主要由一个向南倾斜的前陆陆架组成，该陆架覆盖着相对薄的地层（平均厚度小于 1850 米）。相比之下，深盆地区域包含超过 9000 米的沉积物。陆上东北爪哇盆地西部的构造配置包括具有两种不同方向的次盆地。帕蒂海槽呈东北-西南走向，而切普和博约内戈罗次盆地则呈东西走向。帕蒂海槽的东北-西南走向代表了不对称半地堑构造的发育（Yulihanto 等人，1995）。
4.2.2.2 地层
北部斜坡地层，以伦邦和兰都布拉通带为代表，以稳定的陆架到盆地斜坡沉积物为主。Yulihanto 等人（1995）的地层学和构造分析表明，该区域第三纪沉积物中有四个沉积旋回：晚渐新世-早中新世伸展阶段，随后是早中新世盆地沉降，中中新世伸展阶段，以及晚中新世-上新世盆地沉降（图 4.8）。
4.2.2.2.1. 晚渐新世 - 早中新世伸展阶段
最初的伸展阶段的特点是形成了走向东北-西南的不对称半地堑。这些发生在沿东北-西南断裂系统发生左旋运动的区域，该断裂系统可以从东北爪哇盆地一直追踪到南加里曼丹（巴里托和阿塞姆-阿塞姆盆地）。在这个阶段可以识别出三个沉积层序（图 4.8）
1. Ngimbang Formation - 低水位体系域：早期的沉积阶段始于晚渐新世-早中新世的海平面下降，包括一个盆底和前积斜坡复合体。盆底沉积物主要由碳酸盐岩碎屑流形成，这些碎屑流是由东部边缘断层陡坎的崩塌造成的。前积复合体是在海平面下降的最后阶段发育的，由砂屑-块状岩透镜体组成。
2. Kujung Formation - 海侵体系域：晚渐新世-早中新世的海平面下降之后是相对海平面的上升。相关的海侵体系域由 Kujung Formation 下部的细粒沉积物组成。主要岩性为泥质岩与薄层绿色含化石砂岩和石灰岩互层，其中含有大型有孔虫、藻类和珊瑚碎屑。在 Kujung 的上部，单调的泥质岩与生物碎屑石灰岩互层。在模式产地，Kujung 厚度为 500 米。它是在晚渐新世期间在一个深海、开阔的海相环境中沉积的。
3. Prupuh Formation - 高水位体系域：最后的伸展阶段以 Prupuh Formation 的生物碎屑石灰岩为顶。它由礁体生物砂屑岩、生物泥质岩和蓝灰色泥质岩互层组成。这些是在晚渐新世期间在远滨环境中积累的。
4.2.2.2.2. 早中新世盆地沉降阶段
早中新世沉降形成了一个斜坡型沉积台地（图 4.8）。沉积始于早中新世，在一个低水位体系域中，由下滨面或近海沉积物的细粒复合体前积而成（图班 Formation）。这些在某些地方可能与切入谷填充物的发育有关。随后的海平面上升伴随了一个海侵阶段，在 Tawun Formation 中积累了细粒页岩和泥质岩。早中新世盆地沉降在早中新世结束，在一个高水位体系域中积累了生物碎屑石灰岩（Tawun Formation 的上部）。该地层的模式产地在陶恩村，其厚度约为 730 米。地层下部以黑色-灰色泥岩和泥质岩为主，向上逐渐过渡为灰色粉砂岩。粉砂岩与生物碎屑石灰岩互层，由含轨道虫的砂屑岩-粒屑岩组成，其中含有大型有孔虫、珊瑚碎片、藻类和软体动物。石灰岩中生物碎屑含量的向上增加表明了一个孤立的浅海环境。
4.2.2.2.3. 中中新世伸展阶段
中中新世伸展阶段的特点是形成了一个走向东北-西南的不对称半地堑，它似乎从晚渐新世-早中新世地堑向东迁移（图 4.8）。第二个伸展阶段被解释为是由于中中新世海洋沃顿板块向大陆巽他板块的斜向俯冲而导致的东北-西南左旋断层运动的恢复。在这个阶段发育了四个沉积层序：（Tim Studi Cekungan Tersier，1994；图 4.8）。第一个层序主要由斜坡前缘填充地震相组成，这些地震相被解释为低水位体系域的斜坡扇沉积物。它可以与 Ngrayong 段的下部相关联。随后的海平面上升导致了一个海侵体系域的发育，包括 Ngrayong 段中部的海滩到浅海开阔海相沉积物（图 5-9）。海平面上升以高水位体系域的沿海平原和三角洲沉积物的发育而结束。这些包括在 Ngrayong Formation 的上部。第二个层序发育程度较低。该层序主要由海侵和高水位体系域组成。这些与 Bulu Formation 相对应，Bulu Formation 主要由层状粒屑岩和砂屑岩组成，以及 Wonocolo Formation 的下部，由含化石砂质泥质岩和薄层灰色含化石生物砂屑岩互层组成。与第二个层序类似，第三个层序主要由海侵和高水位体系域组成（图 4.8）。Wonocolo Formation 的上部被解释为第三个层序的海侵体系域，由页岩与生物砂屑岩互层组成。第三个层序的高水位体系域的特点是 Ledok Formation 下部的向前沉积物。模式产地位于切普的莱多克村，该地层在此处的厚度范围为 100 到 250 米。莱克由向上加厚的绿泥石质、含化石、灰绿色钙质砂岩单元组成，与向上变薄的含化石、灰绿色砂质泥质岩互层。Ledok Formation 的上部以生物扰动和大型交错层理为特征，表明远滨到近滨环境。对第四个层序的地震地层学分析表明，Ledok Formation 的中部对应于高水位体系域的前积反射模式（图 4.8）。
4.2.2.2.4. 晚中新世 - 上新世盆地沉降阶段
一个侵蚀面或不整合面将中中新世与上覆的晚中新世-上新世地层分开，这与许多地方切入谷填充物的形成有关（例如，切普和博约内戈罗地区，Yulihanto，1993）。研究区的沉积历史以 Mundu Formation 的沉积而结束，该地层由泥质岩和页岩组成，这些沉积物与上新世海平面上升有关。含化石、灰绿色泥质岩在 Mundu 的下部占主导地位，而上部包括所谓的 Selorejo 段的含化石、灰绿色砂质泥质岩互层。该地层是在晚中新世到上新世期间在远滨环境中沉积的。
4.2.3. 肯登海槽
4.2.3.1 地质背景
肯德山凹陷是一个强烈褶皱、有时断裂严重的地区，位于北部斜坡的南部。构造非常年轻，可能仍在活动。褶皱轴线呈东西方向排列；这表明相邻的平行火山链至少在一定程度上是造成压力的原因。肯德山区可以细分为东西两部分，大致以梭罗河在 Ngawi 露出部分的位置为界。从这里向东，褶皱很紧密，但通常没有断裂，至少在表面没有断裂。注意，从 Ngawi 向东，该地区露出的沉积物年龄逐渐变小。在 Surabaya 南部，褶皱几乎被最近的冲积物掩盖，甚至更新世也很少露出。从 Ngawi 向西，朝 Semarang 方向，褶皱露出早中新世时代的岩石，并且已经绘制了许多断层。这种东西走向的构造变化反映了重力异常趋势，重力值最低的地方位于该地区的西部。从地震数据可以看出，肯德山区西部的第三纪沉积物的复杂性和厚度，以及地表起伏。
4.2.3.2 地层
肯德山区代表了东爪哇盆地的中心深部。大多数岩性特征显示了深海影响。肯德山区的地层如图 4 所示，包括以下单元。
4.2.3.2.1. Pelang 组
该组的典型地点位于 Juwangi 南部的 Pelang 村。Pelang 组在这里由 125 米的交替出现的块状至层状含化石灰色泥灰岩和灰色粘土岩组成，其中夹杂着生物碎屑灰岩。这些地层在早中新世期间在近海环境中沉积。
4.2.3.2.2. Kerek 组
Kerek 的名称来源于梭罗河（Bengawan Solo）附近的 Kerek 村。该组由约 800 米的浊积岩组成，主要由向上变细和变薄的层组成，这些层具有典型的密度流沉积构造。岩性包括灰色含凝灰质砂岩和灰色粘土岩或泥灰岩。
4.2.3.2.3. Kalibeng 组
该组的典型地点位于 Jombang 北部的 Kalibeng 河沿岸。它由块状含化石的灰绿色泥灰岩组成，与薄层凝灰岩互层。这些沉积物在中新世晚期在深海环境中沉积。Kalibeng 上部（Atasangin 段）由互层的白色含凝灰质细粒至粗粒砂岩、白色凝灰岩和棕色火山角砾岩组成。这些沉积物作为浊积岩沉积。Kalibeng 的其他相带包括 Cipluk 段，由泥灰岩和粘土岩组成（200-500 米）；Kapung 段，由生物碎屑泥晶灰岩和粒屑灰岩组成；以及 Kalibiuk 段，其特征为粘土岩和藤壶泥灰岩。
4.2.3.2.4. Sonde 组
典型地点位于 Ngawi 西部的 Sonde 村，厚度为 260 米。该组的下部（Klitik 段）以砂质泥灰岩为主，夹杂着钙质砂岩和白色凝灰岩，而上部则由藤壶泥晶灰岩和粒屑灰岩组成。该组在中新世晚期在浅海环境中沉积。
4.2.3.2.5. Pucangan 组
Pucangan 组的典型地点位于 Jombang 北部的 Gunung Pucangan。它包括 323 米的砾岩-粗砂岩、含凝灰质砂岩、火山角砾岩和含有淡水软体动物的黑色粘土。该组在中新世晚期至更新世期间在湖泊环境中沉积。
4.2.3.2.6. Kabuh 组
Jombang 北部的 Kabuh 村是该组的典型地点。该组厚约 150 米，由互层的粗砂岩组成，其中包含交错层理、脊椎动物化石、砾岩透镜体和黄色凝灰岩。这些沉积物在过去 0.75 百万年期间在大陆、河流和湖泊环境中沉积。
4.2.4. 火山弧
在中爪哇和东爪哇地区，第三纪火山弧被记录为有三个不同的活动阶段。根据放射性年代数据的分组（Bellon 等人，1990）和火山岩层的层位分布，可以识别出以下阶段：1. 早期火山活动阶段，大约从 50 至 19 Ma（始新世中期至早中新世中期）。2. 相对静止阶段，大约从 19 Ma 到 11 Ma（中中新世晚期）。3. 火山活动在 11 Ma 左右显著增加，火山链向北移动约 50 公里至其现今位置。4. 大约在 3 Ma 之前，火山活动发生了变化，沿主弧出现了一系列新的活火山，但也有一些钾含量更高的火山偏离了弧形趋势（例如 Gunung Muria [1.1-0.4 Ma]，位于北部海上的 Bawean 岛 [0.8-0.3 MYBP]，以及 Gunung Lasem [1.6-1.1 Ma，但钾含量不是特别高]）。印度洋中爪哇以西和以南的 DSDP 孔洞提供的数据支持了上述第二个、第三个和最后一个阶段的结束。这些井中含有 11 MYBP 和更年轻的凝灰岩，中新世晚期或第四纪早期（约 2-3 Ma）的火山碎屑含量明显增加。这些地点位于向北漂移的大洋板块上，排除了它们在 11 MYBP 之前记录爪哇火山活动的可能性。例如，在 19 MYBP，当“老安山岩”阶段结束时，DSDP 地点将比火山弧向南偏离 400 公里。注意，在这些主要的火山事件之间，仍然有一些持续的背景火山活动，如爪哇南部中中新世地层中存在的凝灰岩所示（Lunt 等人，1996）。有关岩浆弧的更多详细信息，请参阅第 4.4 章。
4.2.5. 南部斜坡区域隆起
南部斜坡区域隆起也被称为南部山脉，由“老安山岩”火山岩和火山碎屑岩组合组成，最初与中新世灰岩互层，然后被中新世灰岩完全覆盖。这些灰岩通常发育为礁相，如 Malang 南部地区、Nusa Barung 岛、Puger 地区和 Blambangan 半岛。如今的南部山脉是戏剧性的喀斯特地形，这种地形相对年轻，即它可能是现代火山链南侧第四纪隆起的结果。爪哇南部和东部是中新世礁相最广泛的地区。同样在东部地区，除了安山岩喷出物之外，据报道在 Merawan 附近有一块花岗岩基底。这种花岗岩及其相关的岩脉侵入并改变了一些更古老的中新世灰岩和安山岩，但随后被礁灰岩覆盖。关于该地区的花岗岩和礁灰岩的详细资料很少，但 Van Bemmelen 推断，侵入后的灰岩相当于南部山脉更西部的礁灰岩 Wonosari 灰岩。Wonosari 灰岩西部的年代可能为早中新世晚期至中中新世。因此，似乎 Merawan 花岗岩与更古老的 19 至 50 MYBP 火山阶段有关，尽管仍然存在一个问题，即“花岗岩”是如何出现在距离大陆边缘如此远的地方，并在如此浅的深度侵入（Lunt 等人，1996）。有许多迹象表明存在与北部 Ngrayong 砂不同的南部石英物源。其中包括 Muin（1985）的岩石学数据，该数据始终记录早中新世至中中新世中期火山碎屑岩 Kerek 地层中近 30% 的砂粒为石英。此外，如 Kadar 和 Storrs Cole（1975）在南部山脉中新世早期晚期的论文中，注意到生物地层样本中含有丰富的石英颗粒，以及他们正在研究的运输的大型有孔虫（Lunt 等人，1996）。
4.3 爪哇中南部盆地
[edit | edit source]4.3.1. 构造环境
爪哇中南部盆地位于中爪哇南部，位于一个主要的现代伸长深海盆地的北部边缘，该盆地位于爪哇本身的火山弧（及其向西北和向东的延伸部分）和位于爪哇海沟北侧的非火山外脊之间。在广阔的构造环境中，该地区被归类为外弧盆地，它是一个与所有岛弧系统相关的超构造特征，其复杂性可能会有很大差异。该地区包含两个新近纪沉积盆地，其构造轮廓是在晚渐新世褶皱、断裂和火山活动阶段确定的。这些盆地充满了深海相碎屑。围绕沉积中心的隆起区主要被新近纪浅海灰岩（包括礁）的不完整层段覆盖。从地层和地震记录中推断出可能具有区域意义的三个新近纪构造事件：一个始新世早期事件，一个中中新世事件和一个中新世晚期事件。然而，这些事件都没有对近海新近纪造成明显的变形。中爪哇南部，外弧盆地本身的更深部分逐渐向北变浅，地震记录表明，在到达爪哇海岸之前，会经过一个“基底”脊和一个充满沉积物的盆地。一个简化的超构造意义可以被认为是西爪哇和东爪哇“南部山脉”的一部分，在中爪哇南部的广阔海湾中，它在海面之下延伸（Bolliger & De Ruiter，1974）。
（位于普沃克托以南）努沙甘巴兰山脊附近。该山脊以南是一个东西走向的凹陷，即“西部盆地”，其中包含超过 10,000 英尺的未变形沉积物。再往南，一个广阔的高平台位于“西部盆地”与现今外弧盆地斜坡之间。中部省份是陆上克布门盆地的延伸。其特点是新近纪地层厚度较大（超过 15,000 英尺），并且在中新世底部没有明显的角度不整合。更深的震旦系地层与中新世底部一致，可以映射到大部分区域，深度超过 25,000 英尺。该盆地再次被一个宽阔但更深的“基底”山脊与外弧盆地隔开。东部省份是塞武山高原的近海延伸部分（位于日惹以南），该高原由露头中的平坦中新世石灰岩组成。这个石灰岩高原覆盖了爪哇岛东南部沿海的大部分地区，并且可以一直追踪到东部的龙目岛。在近海区域，发现了大型碳酸盐岩隆起，其中一个已经被钻探（ALV-1）。与西部省份一样，也出现了角度不整合的中新世底部。新近纪沉积层序列向南倾斜。地震剖面（图 6-8）和构造横断面（图 9）展示了各个省份的构造风格。
4.3.2 地层学
对爪哇岛中南部进行地层学方向的野外考察，以及两个深水近海钻探井的成果，以及高质量的地震数据，使我们能够初步重建该地区的沉积历史。地层对比的主要工具是已确立的浮游有孔虫带。浅海地层年龄一般不包含浮游生物，其年龄是基于不太准确的大型有孔虫带。
4.3.2.1. 古近纪
爪哇岛南部只有少数古近纪地层已知。在芝吾山和南格兰，最古老的古近纪沉积物属于中始新世。它们最初沉积在浅海环境中（石灰岩和碎屑岩），并在相对较薄的垂直范围内逐渐过渡到深海相。在两个地区都发现了深海相的晚始新世。在爪哇岛的地理中心（洛乌洛，万隆尼加拉地区），存在着有趣的浅海和深海沉积物混合体，年龄范围从晚白垩世（森诺曼阶/土仑阶）到古新世到晚始新世。很可能我们这里正在处理一种混杂岩，它是在晚始新世期间被置入一个海槽中的。关于始新世沉积物的这些少数观察结果表明这是一个构造活跃时期，不仅涉及快速沉降和海侵，还涉及明显的古地貌梯度。古近纪历史结束于一个晚渐新世区域构造事件。它表现为巽他地盾强烈断裂和随后的沉降阶段，以及加里曼丹东部的主要褶皱阶段。在讨论的区域，它涉及块状构造、可能的横移运动和广泛的火山活动。爪哇岛南部的“老安山岩”可能归因于这一阶段。在那段时间，形成了控制新近纪沉积模式的构造背景。
4.3.2.2. 新近纪
新近纪的相分布似乎受到先前存在的高地和介于其间的凹陷位置的控制。这些高地是在晚渐新世阶段形成的，要么是简单的火山活动，要么是广泛的构造块体抬升和倾斜的结果。我们将 Karangbolong 高地、西普罗戈山脉和一些较小的近海高地归类为简单火山隆起的遗迹。另一方面，努沙甘巴兰和西部近海省份、塞武山高地和东部近海省份必须被认为是抬升的高地。这里原始的深海渐新世沉积物出露，并在晚渐新世和早中新世被侵蚀截断。在凹陷中，中央近海盆地及其陆上延伸部分（克布门盆地）和日惹凹陷似乎一直处于深水状态。晚渐新世构造事件并未在中央盆地中表现为角度不整合。与此相反，西部近海盆地和可能存在的陆上巴尼马斯盆地直到早中新世才开始沉降。新近纪沉积序列在高地上是不完整的，主要由早期至中期中新世浅海石灰岩组成，不整合地覆盖在所谓的“老安山岩”之上。盆地区域充满了通常的深海碎屑岩，其成分可变。火山成因的碎屑物质，从细粒凝灰岩到巨砾层都有，以及深海泥质，有时与钙质浊积岩互层。如此多的火山物质的存在表明在新近纪期间存在不同的活跃火山活动阶段。钙质浊积岩可能来自那些在火山活动较少的高地上沉积浅海石灰岩的区域。高地和低地之间的关系可以从 Alveolina (ALV-1) 和 Borelis (BOR-1) 井数据中得到最好的说明，这两个井分别在东部省份和中部省份的近海钻探（图 10）。ALV-1 遇到了一段地层，由深海中新世泥质岩组成，覆盖着约 1000 英尺的浅海中中新世石灰岩。后者不整合地覆盖在强烈倾斜的上渐新世凝灰岩和泥质岩上。该井最终钻入无法测年的火山集块岩。BOR-1 地层由深海中新世和上新世泥质岩组成。该井最终钻入无法测年的玄武岩。由于局部断裂，中新世地层不完整。有趣的是，BOR-1 的下中新世深海泥质岩在地震上与 ALV-1 的中中新世碳酸盐岩的侧翼延伸部分相关。这表明石灰岩在早中新世就已经开始沉积在 Alveolina 高地的侧翼，并且只在中中新世才完全横跨高地，当时它们覆盖了以前的非沉积/侵蚀区域。石灰岩沉积后来在中中新世停止，这是由于沉降加剧导致水深过大，无法形成石灰岩。由于碳酸盐岩隆起在海底仍然是一个突出的高地，因此在晚中新世时期，它成为了非沉积区。细粒的上新世碎屑岩沉积在其周围，直到地貌低洼地区被填满，并且高地的顶部在约上新世开始时被沉积物覆盖。从地表地层和井中得出的爪哇岛中南部沉积发育情况在时间/相图中进行了总结（图 11）。所有地层学知识的本质都在图 12 中给出。通过应用上述沉积模型，并在地震数据的帮助下，我们能够对爪哇岛中南部地区进行初步的相图（图 13-15）。两个主要的和一个次要的区域构造事件在不同程度上反映在新近纪沉积序列中（图 11、12）。早中新世构造运动反映在西部近海盆地和可能存在的陆上巴尼马斯盆地的快速沉降中。它涉及断裂和火山活动。唯一有明确年代（通过古生物学）的这一时期的火山岩出现在日惹东南部的巴图尔山脉。然而，可能重新激活了更古老的火山活动区域：西普罗戈山脉（van Bemmelen，1949），加蓬火山岩（Mulhadiyono，1973）。一个中中新世构造阶段似乎对区域产生了重大影响。它反映在不仅所有高地，而且在一些凹陷（日惹地区）的沉积间断中。正是这个事件之后，近海“Alveolina”高地的石灰岩被淹没，沉积停止。在爪哇岛，一个新的强烈的火山活动阶段被触发。一个晚上新世的主要构造事件导致了爪哇岛第一次区域隆起阶段。它伴随着褶皱和广泛的火山活动。
4.4. 火山弧
[edit | edit source]爪哇岛经常被认为是钙碱性岩浆作用与俯冲带关系的典型例子。根据地球动力学重建（Hamilton 1979, Katili 1975, Rangin et al. 1990），印度洋板块俯冲到巽他弧之下至少从始新世时期就开始活跃。第四纪巽他弧火山的地球化学和岩石学已经成为许多研究的主题（Hutchison 1982, Wheller et al. 1987），但对第三纪岩浆作用的了解却少得多。爪哇岛最古老的已知火山岩的出露以晚白垩世-始新世钙碱性熔岩的碎块形式出现，例如卡朗萨姆邦的混杂岩型岩石地层（Suparka et al., 1990, Suparka and Soeria-Atmadja, 1991）。被认为是渐新世-中新世年龄（van Bemmelen 1949）的更年轻的钙碱性火山岩的出露分布更广。它们主要沿爪哇岛南部海岸出露，被称为“老安山岩”。爪哇岛更新的活火山通常位于火山岩和/或侵入岩单元之上。火山岩单元与新近纪沉积物互层，侵入岩切割这些沉积物。然而，这些第三纪岩浆岩的可用放射性年龄或裂变径迹年龄相对稀少（Hehuwat 1976, Nishimura et al. 1978）。看来，自始新世/渐新世以来，爪哇岛连续岩浆弧轴的位置向北迁移不超过 60 公里，到达现今第四纪巽他弧的位置。Bellon 等人（1989）和 Soeria-Atmadja 等人（1990）的研究表明，爪哇岛的第三纪岩浆活动发生在两个不同的时期：晚始新世-早中新世和晚中新世-晚上新世。较早事件的产物形成了“老安山岩”，而较晚事件的产物可能与现代巽他弧岩浆活动早期阶段有关（Bellon et al. 1989）。Soeria-Atmadja 等人（1994）对爪哇岛岩浆岩的钾氩定年结果表明，在整个第三纪期间可以区分出两个火山活动阶段。早期的火山活动从 40 Ma（卡朗萨姆邦和帕西坦）到 19-18 Ma（帕西坦和潘加兰达兰）。随后的火山活动发生在 12 Ma（Pertamina 1988）或 11 Ma（Bobotsari）到 2 Ma（Jatiluhur），然后是第四纪巽他弧火山活动。在 18 Ma 和 12 Ma 之间是否存在真正的火山活动间断尚存疑问，因为有关钾氩年龄的新数据表明在 13.7 Ma（JM-61，巴亚赫）和 15.3 Ma（PC-3，帕西坦）存在火山活动。也许我们只是在 18-12 Ma 范围内处理相对缺乏的数据。
4.5. 爪哇岛的第四纪
[edit | edit source]在爪哇岛发现了许多脊椎动物化石，例如三角齿象、印度河河马、古爪哇犀牛、水牛等。人类化石主要来自Sangiran地区，少量来自Sambungmacan（梭罗）、Patiayam（中爪哇）、Kedungbrubus、Trinil、Ngawi、Ngandong和Perning（茂物），东爪哇。人类化石包括爪哇巨猿、（爪哇）直立人、莫焦克尔托直立人、以及昂栋直立人。