印度尼西亚/加里曼丹地质
加里曼丹岛目前位于更大的欧亚板块的东南边缘。它北部与南海边缘海洋盆地接壤，东部与菲律宾活动带和菲律宾海板块接壤，南部与班达和巽他岛弧系统接壤（图 1）。它西部与巽他陆架接壤，最终与马来半岛的古生代和中生代大陆地壳接壤。加里曼丹大块体北部、东部和南部被板块边界和岛弧系统包围，这些系统目前正在活动或在第三纪期间曾活动过，并且它西部被一个尚未探索的陆架区域包围，该区域可能隐藏着地体边界（Fuller & Richter, ？）。
加里曼丹可以大致分为几个东西向排列的构造区（图 5.1）。该岛北部以白垩纪和始新世至中新世克罗克-拉让-恩巴鲁增生杂岩为主。这主要由浊积岩组成，这些浊积岩在白垩纪和第三纪俯冲期间从施瓦内和更年轻的火山弧向东北（现在坐标）方向倾泻入一个近海到深海海沟盆地。这些沉积物在白垩纪和第三纪俯冲期间发生重叠、变形和弱变质作用，最后被渐新世-中新世辛丹群的晚期和后俯冲侵入体侵入。
美拉威-克顿高盆地和古晋盆地（图 5.1）形成于该杂岩的南部边缘，形成于晚始新世，并被卢帕尔-鲁博克安图和博扬混杂岩-蛇绿岩带隔开。散布在这些盆地附近的少量白垩纪海相沉积物可能记录了施瓦内弧的白垩纪前弧盆地。古晋盆地主要沿马卡萨尔裂谷系统的支臂发育，而美拉威-克顿高盆地和上古晋盆地则占据着第三纪火山作用的前弧到弧内位置。达拉干和山打根盆地是第三纪盆地，发育于加里曼丹东北部。与古晋盆地类似，这些盆地由加里曼丹大陆的三角洲系统供给。巴里托盆地形成于同一时期，但似乎形成于后弧或大陆裂谷。彼得斯等人（1987）将始新世基底砂岩/砾岩和始新世火山岩与所有这些盆地进行了对比，并且似乎在施瓦内岩基隆起和侵蚀的边缘形成了一个连续的始新世裂谷系统。这些裂谷在渐新世和中新世发展为独立的盆地，并且沉积作用在整个新近纪的大部分时间里持续进行。施瓦内岩基本身是白垩纪花岗岩侵入古生代和中生代火山岩、火山碎屑岩和海相沉积物的三角形露头。加里曼丹唯一保存完好的古生代和中生代地层区域是加里曼丹西北部和沙捞越西部（威廉姆斯等人（1988）的加里曼丹西北部域），尽管它可能形成了施瓦内岩浆作用的大陆地壳宿主。巴里托盆地的东部边缘由梅拉图斯蛇绿岩形成。它在白垩纪中期（Sikumbang，1986）被置于现今坐标的西北方向俯冲期间。随后，东南加里曼丹的弧火山作用跳到苏拉威西岛弧系统外侧。梅拉图斯蛇绿岩将巴里托盆地与加里曼丹东南部的阿塞姆-阿塞姆盆地隔开。阿塞姆-阿塞姆盆地是一个第三纪盆地，逐渐向东演变为帕特诺斯特碳酸盐台地。
为了方便起见和展示，加里曼丹的构造特征被分为两部分：第三纪盆地和第三纪早期以前的高地。
5.1.1. 巴里托盆地
巴里托盆地位于南加里曼丹的施瓦内地盾东南边缘（图 8）。该盆地以东部的梅拉图斯山脉为界，并与北部的古晋盆地被与阿当断层相关的弯曲隔开。该盆地南部向爪哇海方向有一个狭窄的开口。巴里托盆地是一个不对称盆地，在东部形成一个前陆坳陷，并在西部（图 9 和图 14）靠近施瓦内地块的方向形成一个地台。
巴里托盆地的形成始于晚白垩世，当时帕特诺斯特微陆块与西南婆罗洲微陆块发生微大陆碰撞（Metcalfe，1996；Satyana，1996）。早第三纪伸展变形是该斜向汇聚的构造结果，形成了 NW-SE 走向的一系列裂谷。这些裂谷为来自地垒区的下丹戎组的冲积扇和湖相沉积物提供了沉积空间。在早中始新世，由于海水入侵，裂谷沉积物逐渐转变为河流三角洲沉积，最终演变为海洋沉积，因为中丹戎组沉积过程中海侵持续进行。海侵随后在晚始新世-早渐新世淹没裂谷，导致上丹戎组广泛的海相页岩沉积。在中渐新世短暂的海退之后，沉降盆地的形成导致海水再次入侵。晚渐新世以贝莱组的台地碳酸盐岩沉积为特征（图 6 和 7）。碳酸盐岩沉积持续到早中新世，之后被来自西部的碎屑输入所终止。在中新世，由于施瓦纳核和梅拉图斯山脉隆起，海水退却。碎屑输入导致了瓦鲁金组向东推进的三角洲沉积物的沉积。在晚中新世，梅拉图斯山脉重新出现，随后盆地发生均衡沉降，该盆地位于上升山脉的前陆位置。从隆起区剥蚀的沉积物沉积在沉降的盆地中，导致了数千米瓦鲁金组沉积物的沉积。梅拉图斯山脉的隆起一直持续到更新世，导致了上新世达霍尔组的磨拉石-三角洲沉积物的沉积。这种构造和沉积体系至今仍然存在。巴里托盆地的构造发展是两种截然不同的构造体系的结果（图 6）。首先是初始的扭张构造体系，在此期间，左旋剪切导致形成了一系列 NW-SE 走向的与剪切相关的裂谷；其次是涉及汇聚隆起的扭压构造体系，该体系重新活化并反转了旧的拉张构造，导致剪切、断裂和褶皱。Satyana 和 Silitonga（1994）讨论了巴里托构造反转的运动学和类型。目前，该盆地的构造格局的特点是在盆地 NNE 部位的构造集中，典型表现为紧密的平行 SSW-NNE 走向褶皱，向东倾斜的高角度逆断层将其与梅拉图斯山脉隔开，这些断层涉及基底（图 5 和 9）。拖曳褶皱或断层弯曲褶皱以及逆断层迹线表明存在主要剪切断层。Satyana（1994）将该盆地 NE 部位独特的构造集中解释为两个第三纪前地块（北部梅拉图斯山脉和北梅拉图斯地块，图 8）对该地区的半包围的构造结果。巴里托盆地的西部和南部构造作用较弱，几乎没有变形构造。薄皮构造的表现形式，如滑脱构造和斜坡背斜，在该盆地的这一部分仅能模糊地识别出来（Satyana 和 Silitonga，1993）。在北部中央瓦鲁金和东塔皮安油田沿线（图 3）。所有油田都位于向东倾斜的断层背斜中。丹戎和坎比廷油田与基底参与构造有关。瓦鲁金和东塔皮安油田位于瓦鲁金组内薄皮构造形成的构造中（图 9）。碳氢化合物储存在下丹戎和中丹戎砂岩（中始新世）以及下瓦鲁金和中瓦鲁金砂岩（中中新世）中（图 7、14 和 15）。第三纪前基底岩石和贝莱碳酸盐岩（晚渐新世-早中新世）在发生断裂的地方也被证明是良好的储层，如果位置合适，它们可能会圈闭碳氢化合物。碳氢化合物生成于下丹戎和中丹戎煤层以及碳质页岩，以及下瓦鲁金碳质页岩，并从中运移。主要的烃源岩分布在目前的盆地沉积中心。主要由层间页岩提供盖层。碳氢化合物的生成、运移和圈闭自中早中新世（20 Ma）以来一直在进行。巴里托盆地为构造相互作用对碳氢化合物生烃环境的影响提供了最佳的例子（图 9）。在这个盆地中，构造控制着碳氢化合物生烃环境（石油系统）的每一个组成部分。早第三纪的伸展构造形成了裂谷盆地，其中湖相丹戎页岩和煤层在断陷区沉积。这种湖相环境是丹戎烃源岩沉积的原因。随着沉降的持续和裂谷构造的淹没，广泛的页岩沉积，成为下伏储层岩石的重要盖层。这种情况也有利于广泛分布的中丹戎储层岩石的沉积。伸展断层成为深部断陷区生成的碳氢化合物运移的通道。构造在新近纪和第四纪期间在该盆地碳氢化合物聚集中的作用是不可否认的。Satyana 和 Silitonga（1994）讨论了盆地反转对巴里托盆地石油系统发展的影响。在晚中新世，该盆地发生反转，与梅拉图斯隆起相关，形成一个不对称的盆地：巴里托盆地，向 NW 方向（朝向巴里托台地）倾斜平缓，而向 SE 方向（朝向梅拉图斯隆起）倾斜陡峭。因此，由于均衡作用，盆地的中心部分快速沉降，导致丹戎烃源岩被深埋，从而达到生成碳氢化合物的深度。巴里托构造和石油生成恢复建模（Satyana 和 Silitonga，1994；Satyana，1995；Satyana 和 Idris，1996）表明，盆地反转是由于挤压构造作用（图 9）。断陷充填层序被积极反转，沿着逆断层产生了不对称背斜。从盆地沉积中心生成的碳氢化合物被排出，填充了这些构造圈闭。因此，丹戎油田等构造有利于圈闭早期运移的碳氢化合物。梅拉图斯山脉的隆起在晚中新世持续到上新世，并在上新世-第四纪达到顶峰。沉积中心丹戎烃源岩在晚中新世已经成熟。在早中新世形成的原始反转构造圈闭，随着盆地压缩的发展，不断反转，形成强烈的正向构造特征。碳氢化合物通过断层和可渗透砂岩填充了这些圈闭。人们认为，在上新世早期，该地区的丹戎烃源岩已经耗尽了其液体碳氢化合物生成能力。在这个阶段，气体生成并运移，填充了现有的圈闭。上新世-第四纪构造作用导致整个巴里托盆地发生强烈反转（图 9）。这一构造事件导致新的圈闭的形成和现有圈闭的破坏。被圈闭的碳氢化合物可能重新运移到新形成的构造中，因为旧的圈闭被上新世-第四纪反转倾斜或破坏。在这个阶段，丹戎烃源岩在沉积中心已不再生成油气，因为该层段位于干气窗内。盆地沉积中心的瓦鲁金下部页岩在上新世-第四纪构造作用的峰值阶段达到了油窗深度。油气生成并运移，在瓦鲁金砂岩的构造圈闭中聚集。瓦鲁金和东塔皮安油田是在这个时期充注的。上述讨论说明了构造作用对储层和烃源岩的沉积、烃源岩的成熟、构造圈闭的形成和油田分布至关重要。然而，构造作用也可能破坏预先存在的圈闭。
5.1.2. 古晋盆地
古晋盆地是印度尼西亚最大的（165,000 平方公里）和最深的（12,000-14,000 米）第三纪沉积盆地。该盆地北部以芒卡利哈特高地为界；南部，该盆地依附于阿当-弯曲（阿当-帕特诺斯特断裂）；西部以古晋高地（加里曼丹中央山脉的一部分）为界；东部则向望加锡海峡开放（图 10）。该盆地内第三纪地层序列始于古新世基岩裂谷形成时，靠近西部边界（图 6、7 和 14），在盆地内部沉积了基岩组的古新世冲积沉积物。该盆地在晚古新世-中始新世到渐新世期间发生沉降，并成为边缘到开阔海相环境中芒库帕页岩沉积的场所。一些较粗的硅质碎屑岩（贝里云砂岩）与页岩层序局部相关，表明
盆地沉降被隆起打断。在沉积贝伦砂之后，盆地快速沉降，主要通过盆地凹陷机制，导致沉积了阿坦组的海洋页岩和克丹戈组的碳酸盐岩（Satyana 和 Biantoro，1996）。随后的构造事件在渐新世晚期隆起了盆地边缘的部分地区（图 6 和 7）。这种隆起与盆地东部沉积的森布鲁火山岩有关。第二地层阶段与盆地隆起和反转同时发生，始于中新世早期。在此期间，一系列巨大的冲积和三角洲沉积物在盆地中沉积。它们包括帕马卢安组、普鲁巴朗组、巴厘巴板组和甘榜巴鲁组的三角洲沉积物，向东推进，年龄从早中新世到更新世。三角洲沉积一直持续到今天，并向东延伸到近海的古亭盆地。目前，古亭盆地的构造样式以一系列紧密的 NNE-SSW 走向褶皱（和次级断层）为主，平行于弧形的海岸线，被称为三马林达背斜——马哈坎褶皱带（图 5、10 和 11）。这些褶皱带的特点是紧密的、不对称的背斜，由宽阔的向斜隔开，包含中新世碎屑岩。这些特征在盆地的东部占主导地位，在近海地区也能识别出来。变形在陆地方向上越来越复杂。盆地西部地区隆起，至少 1500 米到 3500 米以上的沉积物被反转机制剥蚀（Wain 和 Berod，1989；Courteney 和 Wiman，1991）。对盆地西部地区的构造了解不多，尽管大型构造很明显，但从现有数据来看，构造趋势和样式的相似性并不明显（Ott，1987）。在该区域，构造可能涉及基底（厚皮构造）。构造反转，就其起源及其应变响应而言，不像巴里托盆地那样明显。推进的三角洲沉积物可能通过底辟或生长断层机制促成了构造反转机制，这些机制与影响巴里托盆地的机制截然不同。古亭盆地褶皱和断层的成因仍未解决，并且已经提出了各种概念，如垂直底辟、重力滑移（Rose 和 Hartono，1978；Ott，1987）、通过区域扭动反转（Biantoro 等人，1992）、微大陆碰撞、超压沉积物之上的剥离褶皱（Chambers 和 Daley，1995）、三角洲沉积物上的差异载荷和倒置的三角洲生长断层系统（Ferguson 和 McClay，1997）。
5.1.3. 达拉干盆地
达拉干盆地包括加里曼丹东北部的盆地区域（图 12）。该地区的工人们通常将加里曼丹东北部的盆地区域细分为四个次级盆地：提东次级盆地、贝劳次级盆地、达拉干次级盆地和穆阿拉次级盆地。本文的达拉干盆地包括所有四个次级盆地。次级盆地之间的边界并不总是有效的边界，有些只是转折点或断裂带。达拉干盆地与古亭盆地通过芒卡利哈特高地或拱形分开（图 12）。盆地西部终止于中部山脉的色卡塔克-贝劳高地，盆地向北在森布纳高地上倾斜，向东和东南方向打开进入望加锡海峡。
达拉干盆地的沉积始于始新世中期，与望加锡海峡的分裂同时发生，望加锡海峡将苏拉威西岛与加里曼丹岛分开（Lentini 和 Darman，1996）（图 6 和 7）。盆地沉降并向东打开。海向西推进，沉积了 Sembakung 组的浅海页岩，覆盖在更古老的 Dannu 基底岩石之上。推进被始新世最晚期的隆起打断，导致沉积了 Sujau 组的粗碎屑岩。在渐新世时期，形成了一个碳酸盐岩台地（Seilor 组），并持续到中新世早期，成为芒卡布亚页岩和珊瑚礁塔巴拉石灰岩。在中新世中期，盆地西缘隆起，导致开阔的海相环境让位于广泛而快速的碎屑三角洲沉积，随着时间的推移，这些沉积逐渐向东推进。中新世中期到更新世时期周期性的、循环性的海退-海进导致沉积物转换，留下与粗碎屑三角洲沉积物相间的海洋页岩和石灰岩（南图波页岩、梅利亚特-塔布尔-桑图尔-达拉干-萨贾乌-布努三角洲沉积物以及多马林-瓦鲁碳酸盐岩）。盆地的现今构造格局以 NW-SE 走向的褶皱和 NE-SW 走向的断裂为特征（图 5 和 13）。构造变形向北越来越复杂。规则的 NE-SW 走向断层，垂直于沉积物加厚方向，表明它们是在沉积的同时形成的，可能是连续三角洲沉积物沉积负荷的直接结果。盆地下部的所有构造都是由薄皮构造形成的（图 14）。基底的参与是上部盆地构造的特征，接近色卡塔克-贝劳高地。构造反转在这个盆地中几乎不存在。达拉干盆地的构造史始于始新世中期的伸展构造，通过块状断裂启动了盆地，类似于邻近盆地的事件。在中新世中期，位于盆地北部的苏禄海俯冲到北加里曼丹的增生大陆地壳之下，导致了森布纳半岛新近纪火山岩的挤压，并导致了达拉干盆地中形成 NW-SE 走向、SE 倾斜的褶皱。这些褶皱轴线现在由色巴迪克岛、布努岛和达拉干岛代表。这些褶皱随着它们靠近汇聚边缘而变得越来越复杂。一些研究人员（Lentini 和 Darman，1996；Biantoro 等人，1996）将这些褶皱的形成与盆地本身的扭动构造联系起来。在中新世中期到更新世时期，三角洲沉积物序列的厚层推进导致了生长断层和翻转构造，这些构造与沉积物流动方向垂直，并向东沉降。
5.1.4. 山打根盆地
山打根盆地位于苏禄海南部，盆地南部有第三纪三角洲复合体。它在许多方面类似于产油的巴兰和马哈坎三角洲，这些三角洲与山打根一样，与加里曼丹岛相邻（图 1）。这种与婆罗洲的亲缘关系将山打根盆地与菲律宾的所有其他沉积盆地区分开来。
山打根盆地主要填充着中新世-上新世河流-三角洲沉积岩，厚度高达 15 公里（图 2）。盆地中的地层剖面已被 Tamesis（1990）描述过。该盆地西北方界为卡加延隆起，向西南延伸至沙巴中部和东南部。不活跃的苏禄海沟和苏禄群岛构成盆地的东部边界。在这些褶皱的东北方向，沉积物序列变薄至 2.5 公里，并下倾到东南苏禄海洋壳上，标志着盆地的东北边界（Graves 和 Swauger，1997）。
这个盆地的构造史还没有达成一致意见。东南苏禄海已被指定为弧后和弧内分类。无论哪种情况，海底扩张可能与在中新世中期，一块假设的原南中国海洋壳在婆罗洲微大陆（卡加延隆起）东北延伸部分下方的东南方向俯冲有关（Hinz 等人，1991）。Hutchison（1992）和 Rangin 等人（1990）对盆地发育进行了进一步的讨论。
5.1.5. 砂拉越盆地
东马来西亚近海大陆架属于一个广阔的浅水区域，将婆罗洲与亚洲大陆连接起来（图 2）。只有婆罗洲北部被南中国海的深水区域与亚洲大陆隔开。沿着砂拉越中部，大陆架非常宽阔，从大陆架边缘到海岸通常超过 300 公里。它向北部的沙巴变窄，在那里它局部宽度不到 100 公里。
大部分大陆架被厚厚的上第三纪地层覆盖。磁力数据（当地得到地震数据的支持）表明，最大的沉积物厚度位于砂拉越中部和北部，靠近现在的海岸（图 3、4）。在沙巴，最大厚度带似乎出现在离岸 60 公里的地方。这些沉积物的主要来源是沿着砂拉越南部边界向北延伸到沙巴的造山带。这些山脉主要在始新世隆起，现在形成了厚厚的上第三纪盆地的陆地边界。
在砂拉越，厚厚的上第三纪沉积物延伸到大陆架边缘以外，覆盖了广阔的深水区域（砂拉越盆地，图 2）。更往北，在沙巴西部，一个深而狭窄的海槽（沙巴海槽），其底部主要是可能的上新世年龄的未扰动水平沉积物，将大陆架下方的厚厚上第三纪地层与更远近海深水下方的更薄的第三纪地层分开（图 3、4：剖面 1、2）。另一个类似的深而短的断陷位于西北方 250 公里处（图 2）。中国盆地的深渊平原位于沙巴海槽西北方 350 公里处，水深 4000 米，底部是只有薄薄沉积物覆盖的洋壳。在这个区域，地壳伸展导致了洋壳的形成，可能是在第三纪中期，而在南部，裂谷从未超出初始断陷的形成。厚厚的上第三纪沉积物也覆盖了东部沙巴的部分大陆架，向陆延伸到丹特半岛。然而，在东北部的深水区，洋壳似乎位于苏禄海下方较浅的位置（图 2）。
在大多数区域，近海地震基底对应于硬化的古近纪沉积物。根据砂拉越西部陆地和马来半岛和印度尼西亚近海井数据的推测，基底预计将由中生代变质岩和花岗岩构成，可能至少部分由类似于越南、马来半岛和砂拉越西部露出的上古生代岩石构成。中生代变质岩已在东部沙巴的地表露头中得到描述（Leong，1974）。
虽然在砂拉越西部盛行大陆架条件，但在白垩纪-古近纪时期，砂拉越中部形成了一个深海槽，向北延伸到加里曼丹岛和沙巴西部。这个海槽中积累了几千米的深水页岩和浊积岩，其轴线似乎位于今天海岸线内陆 100 到 200 公里的地方。在西南陆加尼亚地下发现的古新世浅水石灰岩表明，在古近纪深水海槽的西侧存在碳酸盐岩浅滩。在始新世时期，西北加里曼丹盆地的主要造山带强烈褶皱和隆起，因此成为年轻第三纪沉积物的重要来源。
中国盆地中第三纪中期的裂谷被认为施加了伸展应力，导致了以沉积以大陆沉积物为主的半地堑和地堑系统的形成（图 2-5）。与此同时，在沙巴和沙捞越北部始新世褶皱带前缘发育了深槽。它迅速被厚厚的页岩和浊积岩序列（西克罗克和登布隆组；Liechti 等，1960）填充，但在槽的西南侧发育了碳酸盐滩和礁体（米里纳石灰岩；Liechti 等，1960）。在沙捞越中部，以沉积以泥质相为主的浅水环境占主导地位（克勒比特组、斯塔普页岩、培南泥灰岩；Liechti 等，1960；部分米里区，Hale，1973）。在沙巴东部也沉积了以页岩为主的深海序列，其中包含放射虫岩和碧玉岩。这些被解释为晚渐新世-早中新世西北-东南走向的俯冲带的沟槽混杂岩（Hamilton，1976；Beddoes，1976）。虽然没有观察到蓝片岩变质作用，但该区域及其高度扭曲的页岩以及频繁出现的放射虫岩和蛇绿岩显示出比西南-西北走向的主西北婆罗洲地槽（缺乏典型的沟槽混杂岩）更多俯冲的迹象。在结构上，沙巴是婆罗洲西北部最复杂的区域，因为它处于西太平洋岛弧系统和亚洲大陆之间的巨构造位置。
在早中新世，海洋向西推进。较深的海洋沉积物到达了现在的沙捞越北部陆架，而一个较浅的海洋楔形体延伸到印度尼西亚水域（图 5）。局部碳酸盐滩和礁体环绕着盆地（例如，苏比斯石灰岩、米里纳石灰岩，Liechti 等，1960）。广泛的沿海平原大陆沉积物沿盆地边缘形成，在现在沙捞越中部/西部海域附近发育尤为厚实。西北-东南走向的horst 和 graben 构造影响了该区域，但沙捞越西部海域的大部分地区随后变得相当稳定、抬升并被广泛侵蚀。在中中新世，沿一个总体走向为西北-西南的断裂系统，沙捞越中部海域开始出现强烈的沉降。中中新世海洋蔓延到一个相对稳定、抬升的中央区域两侧形成的凹陷中，在那里开始形成广泛的碳酸盐礁体（中央陆康尼亚）。同时，逐步外延三角洲在沙捞越西部和北部以及沙巴北部形成（图 5）。在晚中新世，现在沙巴中部和南部的海域大部分经历了强烈的褶皱，是由基底抬升和走滑断裂引发的。沙捞越北部的大部分地区，包括陆上和近海，也受到这种构造阶段的影响，尽管变形总体上比较弱。同沉积变形发生在填充了中央陆康尼亚碳酸盐台地两侧深凹陷的厚沉积序列中。三角洲外延在沙捞越西部和中部继续进行，新的三角洲在沙巴南部和东部形成（图 5）。在更新世，海洋迅速扩张到向北倾斜的陆架上，沉积了开放海洋粘土和砂岩（图 5）。在陆架斜坡上，逆冲褶皱在远海发育。同沉积变形在三角洲地区继续进行，而另一阶段的褶皱，可能再次由槽基底抬升和走滑断裂引发，影响了沙捞越北部近岸地区的大部分地区，特别是沙巴北部（图 3、4）。
5.1.6. 美拉威和吉东高盆地
西北加里曼丹域东部的混杂岩和增生岩不整合地被三个沉积序列覆盖：西拉特序列、美拉威盆地序列和吉东高/曼岱盆地序列。其中最早的是西拉特序列，它包含一个厚达 600 米的河流砂岩，其上覆盖着厚达 2000 米的湖泊黑色页岩。该序列向西迅速变薄，在卡普阿斯河以西不存在（图 2）。它被折叠成一个紧密的、向东倾斜的向斜，在一些地方肢体倒转。西拉特序列覆盖着南部的增生沉积物，并被美拉威盆地的岩石不整合地覆盖。该序列的露头区域被称为西拉特褶皱带（Zeybnans van Emmichoven，1939；Williams 等，1984）。西拉特序列在美拉威盆地序列沉积之前就发生了褶皱。褶皱的性质表明在深处存在逆冲断层（Williams 等，1984）。美拉威盆地包含高达 5 公里的河流、泻湖和边缘海沉积物。火山碎屑并不丰富，但 van Es（1918）和 Williams 和 Heryanto（1986）发现了许多含气体碎屑和硅化玻璃碎片的层位，表明存在同期远距离火山活动。这些碎屑的来源可能是产生始新世火山岩的施瓦纳山脉的火山活动。美拉威群不整合地覆盖着北部白垩纪陆架沉积物或西拉特序列，并在南部与花岗岩和变质基底重叠。美拉威群中年龄诊断性化石很少，但从底部附近采集到一个土仑阶有孔虫组合（Williams 和 Heryanto，1986）。它是一个不对称盆地，最大沉积物堆积靠近北缘。岩石被折叠成一个缓倾斜的向斜，肢体最大倾角为 30 度。褶皱也是不对称的，北肢的倾角比南肢陡峭。吉东高盆地序列与美拉威盆地之间隔着增生岩和波扬混杂岩。它也是一个东西向盆地，与东部的曼岱盆地一样。曼岱盆地中的第三纪沉积物可能是吉东高盆地序列的对应层。盆地填充的层序如图 6（第 5 列）所示，吉东高盆地的总沉积厚度估计至少为 5 公里。下部地层与美拉威群非常相似，这促使 Zeylmans van Emmichoven（1939）将两者联系起来。然而，来自吉东高盆地最低露头岩石的化石是始新世（Tan，1979），并且化石层位以下不可能存在厚层（Williams 和 Heryanto，1986）。此外，吉东高序列中部厚约 2000 米的河流砂岩（图 6）在美拉威盆地中没有对应层。因此，吉东高盆地被认为比美拉威盆地年轻。吉东高盆地与北部的鲁博克安图混杂岩断裂，在一些地方与南部的波扬混杂岩重叠。在其他地方，盆地的南部边界是断裂的。与美拉威盆地一样，吉东高盆地也是不对称的，南部单元明显比北部单元薄。它也被折叠成一个缓倾斜的东向对称向斜，肢体倾角通常为 25 度。曼岱盆地沉积物覆盖着波扬混杂岩北部的土仑阶杂砂岩。
5.2.1. 西北加里曼丹域
西北加里曼丹域最古老的含化石岩石是晚石炭世石灰岩和大理石，其中包含诊断性纺锤虫。这些岩石在加里曼丹（Zeylmans van Emmichoven，1939）和沙捞越（Sanderson，1966）的小面积地区出露。在加里曼丹，石灰岩和大理石与一个由片岩、千枚岩和石英岩组成的单元相邻，该单元具有石榴石级绿片岩相组合（图 2）。在沙捞越，也有小面积类似的片岩（Pimm，1965）。在加里曼丹，变质岩被黑云母花岗岩侵入，花岗岩的 K-Ar 年龄为二叠纪到晚三叠世（表 3，第 1 组）。许多花岗岩岩石包含强烈的片理，而晚三叠世年龄是从变形岩石中的黑云母获得的。二叠纪年代来自花岗岩未变形区域的角闪石晶体或角闪岩包体。较老的年龄被解释为侵入的最小年龄，而中三叠世到晚三叠世的年龄被解释为该岩套的变形年龄（图 6，第 1 列）。
在西北加里曼丹地块沉积了含有单板贝和海百合的晚三叠世浅海页岩，这些页岩可能晚于花岗岩中记录的主要晚三叠世变形事件。页岩与片岩和花岗岩不接触，但谭（1986）指出，沙捞越类似岩石含有来自更古老的钙质岩和花岗岩的碎屑，这意味着存在不整合关系。也存在基性和中性火山岩，它们可能与沙捞越的晚三叠世火山岩相关（Wilford 和 Kho，1965；Kirk，1968；Hon，1978）。早侏罗世菊石和双壳类已从该地块变质部分西部的几个地点被识别出来（Wing Easton，1904）。化石出现在浅海页岩、钙质和结核状粉砂岩、长石砾岩中，与生物礁灰岩、鲕状灰岩和碎屑灰岩互层。这些似乎与晚三叠世地层形成整合序列。在最西部，闪长岩似乎覆盖了晚三叠世至早侏罗世沉积序列，这些序列仅受到中等程度的变形。该地区也存在更古老的板岩区域，这些区域受到中晚三叠世变形事件的影响。在沙捞越，从晚侏罗世到晚白垩世的沉积记录相当完整（谭，1986）。晚侏罗世近岸碎屑和浅海灰岩形成了北向槽的边缘相，该槽主要包含白垩纪砂质浊积岩和钙质泥岩（图 2）。谭（1986）认为，晚侏罗世-白垩世地层与晚三叠世岩石之间存在一个间断。这得到加里曼丹这两个单元之间结构差异的支持。在加里曼丹，晚侏罗世菊石也已从邻近变质岩和北向槽的地区被回收（佐藤，书面通讯），该槽主要包含白垩纪砂质和钙质复理石沉积物。该槽在加里曼丹宽 40 公里，西侧为晚三叠世序列，东侧为变质岩。槽序列从轻微到强烈褶皱；在许多路堑中，北倾逆冲断层和具有北倾轴面的褶皱是明显的。这些形成于森诺曼阶之前，因为这些岩石被那个时代的未变形的河流砂岩不整合覆盖（Muller，1968；Tan，1983）。在最西北部（图 1 上的区域 2，图 6，co1.2），燧石、辉长岩和超镁铁质岩石在加里曼丹形成孤立露头，这些露头出现在变形浊积岩和卵石泥岩序列中。这些也已在沙捞越被绘制出来（Wolfenden，1963），在那里它们是侏罗纪。该地区的岩石可能属于侏罗纪混杂岩（Hamilton，1979），但它们没有形成像 hirn 所暗示的东-西走向带，也没有像 Sengor（1984，1986）所暗示的那样向南延伸到西北加里曼丹地块。西北加里曼丹地块与施瓦内山脉之间的关系被早白垩世岩基的范围所掩盖。施瓦内山脉中没有等效的沉积序列，尽管进行了密集的年代测定，但也没有发现与变形二叠纪花岗岩等效的花岗岩。西南部的三叠世基性火山岩（de Keyser 和 Rustandi，印刷中）可能是沙捞越的晚三叠世火山岩的等效物，而施瓦内山脉和西北加里曼丹地块中的低级片岩可能是等效的。
5.2.2. 施瓦内山脉
tonalite 和 花岗闪长岩的岩基，伴有少量基性岩和花岗岩，侵入低级区域变质岩，是施瓦内山脉地区的大部分基础（图 5.1）。也存在比花岗岩更古老和更年轻的基性火山岩（de Keyser 和 Rustandi，印刷中）。花岗岩形成一个宽 200 公里、至少长 500 公里的带。对施瓦内山脉典型岩石的化学分析（表 1）表明该岩套的 I 型钙碱性性质。分析的最基性岩石是辉长岩，最酸性岩石是正长花岗岩，在 67% Si02 到 72% Si02 的成分中存在差距，这表明至少存在两个岩基。在西南，第三个岩基主要由花岗岩组成，其次是含蓝闪石的碱性花岗岩和正长岩（de Keyser 和 Rustandi，印刷中；表 2），与广泛的 tonalite 和 正长花岗岩岩套相比具有独特的地球化学特征（图 4）。
Haile 等人（1977）对花岗岩中的黑云母和角闪石进行了年代测定，在最近的地质填图项目中进行了几个新的测定。Haile 等人获得了从侏罗世（157 Ma）到晚白垩世（77 Ma）的年龄。当前项目对 33 个样本进行了年代测定，年龄范围从 129 Ma 到 87 Ma，分为四个主要组（表 3）。早白垩世年龄来自 tonalite 和 花岗闪长岩体（第 2 组），中晚白垩世年龄（第 3 组）来自西南的花岗岩岩基。tonalite 和 正长花岗岩岩套中 100 Ma 到 120 Ma 的年龄范围可能表明在此期间发生了两次主要的岩浆活动，第二次对应于更富硅岩基的侵入。在该地区获得的基性-中性火山岩的年龄表明，早第三纪火山活动发生在施瓦内山脉。
5.2.3. 梅拉图斯山脉
梅拉图斯山脉或梅拉图斯山脉是白垩纪俯冲复合体，位于加里曼丹东南部（图 5.1）。这座山将西部的巴里托盆地与东部的阿塞姆阿塞姆盆地隔开。主要褶皱的方向是 NNE – SSW（在北部）和 NE – SW（在南部）。
在南部暴露了三个主要单元：蛇纹岩推覆体，（连同其变质推覆底）推覆在阿利诺组上（Koolhoven，1935）。这两个单元都被玛弄古组不整合覆盖。所有这些白垩纪单元都被更年轻的海相和陆相沉积物覆盖。蛇纹岩推覆体主要由蛇纹岩组成。辉长岩和斜长花岗岩。蛇纹岩推覆体的变质推覆底由结晶片岩和角闪岩组成，并被几个辉长岩和玄武岩栓侵入。
阿利诺组主要由火山岩和火山碎屑岩系列组成：熔岩流。岩脉。火山角砾岩。灰岩和凝灰岩。火山岩与以沉积层为主的层状岩互层，含放射虫的凝灰质粘土和浊积岩。含轨道虫和放射虫的灰岩。含菊石的泥质灰岩，最后是含砾石和前部岩石块的砾岩，位于该序列的上部。相应的动物群年龄范围从上阿普提阶到森诺曼阶（Priyomarsono，1985）。玛弄古组也主要由火山岩组成，但它是沉积在蛇纹岩推覆体推覆之后：因此它具有摩拉石沉积的地质特征。火山沉积物（凝灰岩和灰岩）与砾岩、砂岩、凝灰质粘土和上土仑阶粘土互层，位于该组的底部附近。森诺曼阶砾岩和粘土层出现在该沉积序列的顶部附近，过渡到始新世碎屑丹戎组的下部单元。玛弄古组以及下伏的蛇纹岩推覆体都被玄武岩和安山岩岩脉以及一些辉长岩、闪长岩、微闪长岩和花岗岩栓侵入。
5.2.4. 拉让-恩巴鲁组褶皱-逆冲带
这个巨大的复理石带是沙捞越西布带贝拉加组（Kirk 1957）的向东延伸，该带沿着美里带大陆边缘的东部边缘向北和北偏北延伸，到达其最著名的地区在克罗克山脉靠近京那巴鲁山。在南部，它已被绘制为晚白垩世到始新世 Lurah 和 Mentarang 组（BRGM 1982）。这些向北延伸到沙巴，分别成为西克罗克组和沙普鲁特组（Collenette 1965）。
拉让-恩巴鲁组的年龄范围从晚白垩世（桑托阶）到早始新世。恩巴鲁组地层含有上桑托阶/下坎帕阶的纳米化石（Moss & Finch 1998）。据报道，中始新世大型有孔虫来自加里曼丹东部浊积岩的露头。Ter Bruggen（1935）描述了来自加里曼丹恩巴鲁河源头的古新世到中始新世底栖有孔虫。Picters 等人（1993）根据区域对比，对这些岩石的年龄进行了晚白垩世到中始新世，所有可用数据都证实了这些沉积物的大部分为晚白垩世（桑托阶）到瓦莱西阶/早始新世。在沙捞越，拉让组从上白垩世 Lupar 组和贝拉加组的层状段向北变年轻到贝拉加组的中始新世段（Hutchison 1996）。恩巴鲁组不太可能延伸到中始新世，至少在研究区域内是这样，因为长英质凝灰岩、平躺熔岩流和与喷口相关的侵入不整合地覆盖或侵入恩巴鲁组沿上马哈坎河的河道。火山岩和熔岩流都是 Nyaan 火山岩套的一部分，使用 K – Ar 技术对放射性年代测定为 48.6+ 0.5 Ma（Pieters 等人 1993），与婆罗洲其他始新世中期的长英质侵入体相关（Moss 等人 1997）。在研究区域，库台盆地的中始新世岩石也不整合地覆盖了恩巴鲁组（Moss & Finch 1998）。
在沙巴西部，该带由始新世到渐新世的浊积岩、半深海沉积岩和相关的破碎地层组成（克罗克、登布隆、特鲁斯马迪和其他地层），这些地层已被变形为逆冲的、陡倾斜的序列。该序列向海（西北方向）变年轻，但岩层顶面朝东南，表明该构造必须是错综复杂的叠瓦状（Hamilton，1979）。在地震剖面上（图 5b），可以看出褶皱-逆冲带在近海地区至少延伸到邦伯里-圣约瑟夫隆起（即在内陆带下方），在那里它在西侧与一个主要的剪切带形成明显的边界。褶皱-逆冲带隆起暴露的部分为内陆带提供了主要的沉积物来源，随后为巴兰三角洲和外陆带沉积中心提供了主要的沉积物来源（Hazerbroek & Tan，1992）。