印度尼西亚/巴布亚的地质学
巴布亚是印度尼西亚最东端的省份，位于新几内亚岛的西半部。新几内亚岛是世界第二大岛，包括东南亚和澳大利亚的最高峰查亚峰（4884米）。传统上，新几内亚岛的轮廓被描述为类似于一只张开嘴巴向西飞行的鸟（图1）。因此，该岛在地理上被划分为鸟头、颈部、躯干和尾部四个区域。伊里安查亚的地质非常复杂，涉及两个板块之间的相互作用：澳大利亚板块和太平洋板块（图1）。新几内亚的大部分新生代构造演化是印度-澳大利亚板块和太平洋板块斜向汇聚的结果（Hamilton，1979；Dow 等人，1988）。新几内亚和山区的中部山脉，通常被认为是活跃的洋岛弧-大陆碰撞的典型地区（Dewey 和 Bird，1970）。中部山脉是一条长1300公里、宽150公里的带状区域，地形崎岖，众多山峰海拔超过3000米。该山脉大部分由褶皱和断层的中生代和新生代地层组成，这些地层沉积在澳大利亚被动大陆边缘上。本文的目的是根据各种已发表信息的来源，对伊里安查亚的地质和构造进行概括总结。
总的来说，从北到南，伊里安查亚的地质可以划分为三个大的地质省：大陆省、海洋省和过渡省。每个地质省在层序、岩浆和构造历史方面都有其自身的特征。大陆省由作为澳大利亚克拉通一部分的沉积物组成。海洋省由蛇绿岩和岛弧火山岩杂岩组成，是太平洋板块的一部分。过渡省是一个区域，由高度变形和区域变质岩组成，是两个板块相互作用的产物。然而，这种相对简单的分区并不完全适用于鸟头和鸟颈。一些作者认为，该区域由广泛不同的地体组成，其起源不在目前的位置。因此，它们的地质历史不同，应与鸟体分开（Pieters 等人，1983；Pigram 和 Davies，1987）。
新几内亚中部（鸟体）可以划分为四个岩石构造省（图1.2）：新几内亚前陆/前陆盆地（阿拉弗拉台地）、中部山脉褶皱冲断带、变质岩（鲁法埃尔变质带）和蛇绿岩带，以及碰撞的美拉尼西亚弧岛弧杂岩（梅弗拉克特洼地/北海岸盆地和曼贝拉莫冲断带）。
新几内亚前陆（阿拉弗拉台地）包括阿拉弗拉海和伊里安查亚的南部沿海平原，位于澳大利亚大陆地壳上。该台地的地层主要由未变质的更新世和全新世陆海相硅质碎屑沉积岩组成，这些沉积岩之下是新生代碳酸盐岩和中生代硅质碎屑地层，沉积在澳大利亚北部被动边缘上（Dow 和 Sukamto，1984a，b）。前陆冲断和中部山脉褶皱冲断带被定义为新几内亚活动带（Dow 等人，1988）。中部山脉是一条从伊里安查亚延伸到巴布亚半岛长1300公里的造山带。这条宽150公里的带状区域地形崎岖，众多山峰海拔超过3000米。这个宽阔的区域是一个向南倾斜的褶皱冲断带，主要涉及澳大利亚大陆的古生代到第三纪岩石。该带在伊里安查亚的缩短量未知，但巴布亚新几内亚冲断带横截面的古地理重建显示大约有75公里南北向的缩短（Hobson，1986）。
鲁法埃尔变质带是一个宽50公里的高度变形、一般低温（<300°）变质岩带，北部与伊里安查亚蛇绿岩带接壤，南部与变形但未变质的被动边缘地层接壤（Dow 等人，1988；Nash 等人，1993；Warren，1995；Weiland，1999）。伊里安查亚蛇绿岩带与鲁法埃尔变质带之间被一系列断层隔开，并被梅弗拉克特洼地的冲积层覆盖。将来自两个不同板块的岩石分隔开的缝合线可能位于鲁法埃尔变质带和伊里安查亚蛇绿岩带之间的边界处。Derewo 断裂带主要利用航拍照片和卫星图像绘制，作为 Dow 等人（1986）绘制的鲁法埃尔变质带与伊里安褶皱带中未变质地层之间的边界。然而，最近的测绘表明，从鲁法埃尔变质带到未变质地层的过渡是从北到南逐渐过渡的，并且从东经137°到138°（Warren，1995）。因此，绘制的 DFZ 与先前地图上显示的变质岩南部边界不对应。
伊里安查亚最北部的造山带是一个暴露较差的复杂区域，涉及来自碰撞的美拉尼西亚岛弧的洋底岩石，这些岩石建在太平洋板块上。该带由梅弗拉克特（湖泊平原）洼地和曼贝拉莫冲断褶皱带（MTFB）组成。梅弗拉克特是一个山间盆地，该盆地从中新世中期至今一直处于活跃的沉降状态，其中沉降速率大于沉积速率（Dow 等人，1988）。MTFB 是一个宽200公里、西北走向的汇聚变形带，主要位于美拉尼西亚弧地体中，始于上新世，至今仍在活动（Dow 和 Sukamto，1984a，b；Dow 等人，1988）。
新几内亚新生代构造演化的细节尚存争议。最常发表的情景是俯冲极性反转（或弧反转）模型，该模型涉及澳大利亚大陆地壳和地幔向北倾斜的俯冲带移动，随后发生碰撞并引发太平洋板块在新几内亚海沟的南向俯冲（Dewey 和 Bird，1970；Hamilton，1979；Milsom，1985，Dow 等人，1988；Katili，1991）。第二个模型旨在解释新几内亚东部地区的关系，表明该岛下方存在一块双向倾斜的洋底岩石圈（“拉链”模型），它是俯冲的所罗门板块的西向延伸（Ripper 和 McCue，1983；Cooper 和 Taylor，1987）。第三个模型类似于第一个模型，但俯冲的澳大利亚板块只是垂直倾斜，而没有发生俯冲方向的反转（Johnson 和 Jaques，1980）。这两个后来的模型都需要在该岛的大部分地区发生明显的斜向汇聚。
所有这些作者都同意，新几内亚南部下方是澳大利亚大陆的被动北缘，从早中生代起就被硅质碎屑岩厚厚地覆盖，逐渐过渡到新生代碳酸盐岩地层。这些作者中的大多数都认为发生了一次主要的与洋岛弧碰撞事件。根据从碳酸盐沉积到源自造山隆起的大范围碎屑沉积的变化，碰撞显然始于中新世晚期（Visser 和 Hermes，1966；Dow 和 Sukamto，1984a；Dow 等人，1988）。然而，根据巴布亚新几内亚岩石的变质年龄和岛弧地体，一些研究人员得出结论，碰撞始于渐新世早期（Pigram 等人，1989；Davies，1990）。为了解释这些关系，Dow 等人（1988）提出，新几内亚是两次不同的岛弧-大陆碰撞的产物：一次发生在渐新世，另一次发生在中新世（美拉尼西亚造山运动）。Quarles van Ufford（1996）提出，该岛是两个在空间和时间上都不同的造山事件的发生地。较早的（始新世-渐新世）事件，称为“半岛造山运动”，仅限于新几内亚最东部的鸟尾地区。在奥利根纪及更年轻的碎屑沉积中记录了大量陆地的形成和侵蚀，这些碎屑沉积位于奥尔特海槽中。“中部山脉造山运动”另一方面，是一次始于中新世中期并形成该岛目前宽度的事件，并导致了广泛的碎屑沉积。重要的是，Quarles van Ufford（1996）将中部山脉造山运动划分为碰撞前和碰撞阶段。碰撞前阶段与在北倾俯冲带中被动边缘沉积物的推覆和变质有关。碰撞阶段仅在浮力较大的澳大利亚岩石圈实际上阻塞了俯冲带（Cloos，1993）并且结晶大陆基底参与变形时才会发生。碰撞分层被认为是俯冲的澳大利亚岩石圈在700万到300万年前发生的构造过程。除了结晶基底的参与外，这一过程还导致了晚期岩浆活动和1到2公里的垂直山体隆升。这一过程最终导致了东西走向的左旋走滑断层的启动，该断层主导着新几内亚西部的近期构造。
伊里安查亚的详细信息和完整的地层命名法最好在 Dow 等人（1988）发表的 GRDC 万隆的地质报告和地图中描述。在本文中，该区域的地层将根据各种出版物进行汇编、概括和简化。澳大利亚克拉通的地层主要来自澳大利亚克拉通变形北缘的露头岩石，这些岩石是中部山脉造山运动期间区域隆升的结果，以及在鸟头台地勘探石油时的钻井。澳大利亚克拉通岩石的简化地层命名法总结在图中。该图显示了从西北方向的鸟头到东南方向的鸟体的区域地层对比关系。
14.3.1. 古生代基底
由于露头较少，印尼巴布亚岛（伊里安查亚）古生代地层的分布较差，因此难以在该区域内进行区域对比。此外，许多较老的地层已发生区域变质作用。巴布亚岛上存在一些出露古生代地层的地区。在鸟头半岛东北部的山区，出露规模最大的地层块体被称为克莫姆高地（Kemum High）。另一方面，未变质的古生代地层最优良的露头位于中南部山脉的Gunung Bijih 采矿通道（GBMA）附近。中南部山脉形成一个简单的北倾单斜构造，由大约30公里宽、18公里厚的沉积序列构成。GBMA 包含道路切割面，这些切割面揭示了整个印尼巴布亚岛地层上最连续的部分（Sapiie 等人，1999）。在鸟头半岛地区，已知最古老的地层是厚层的克莫姆组（Kemoem Formation），主要由板岩、千枚岩和少量石英岩组成。在鸟头半岛，该组地层被石炭纪黑云母花岗岩（Melaiurna 花岗岩）侵入。因此，推测变质作用发生在泥盆纪到早石炭世（Pigram 等人，1982a）。然而，在东北部的克莫姆高地，三叠纪花岗岩（如安吉花岗岩（Anggi Granite）、夸提索尔（Kwatisore）、内托尼侵入杂岩（Netoni Intrusive Complex））侵入下古生代地层（Dow 等人，1988）。克莫姆组不整合覆于其下地层之上，被艾法姆组（Aifam Group）不整合覆盖。
艾法姆组用于描述一组可测绘的岩石，其下部为浅水陆棚沉积，向上过渡为河流三角洲环境。艾法姆组最著名的出露位于鸟头半岛北部边缘，在该区域内，该组被细分为三个组：艾茂组（Aimau Formation）、艾法特泥岩组（Aifat Mudstone）和艾宁组（Ainim Formation）（Dow 等人，1988）。艾法姆组广泛分布于鸟头半岛地区，该组地层似乎未发生变质作用。在鸟颈地区，该组地层变形和变质作用更为强烈。在宾图尼（Bintuni）地区，提普玛组（Tipuma Formation）不整合覆盖于艾法姆组之上（Biantoro 和 Luthfi，1999）。
在中南部山脉（鸟身），阿维加托组（Awigatoh Formation）是印尼巴布亚岛上已知最古老的岩石单元。该岩单元由Bar 等人（1961）和Visser 和 Hermes（1962）命名为阿维加托组，后来由Parris（1994）在蒂米卡（Timika）图幅上命名为内雷维普组（Nerewip Formation）。该岩石出露于靠近边境的阿维加托山、马彭杜马（Mapenduma）核心和迪古尔山脉（Digul Range）背斜（Paris，1994；Granath 和 Argakosoemah，1989）。在马彭杜马背斜，该组地层沿着GBMA 西侧的拜度（Baidu）河和内雷维普河出露（Quarles van Ufford，1996）。该组地层由变玄武岩、变火山岩以及少量石灰岩、页岩和粉砂岩组成。根据有限的野外观察，该组地层似乎被卡里姆组（Kariem Formation）不整合覆盖。
沿着GBMA 的卡里姆组被赋予了不同的名称，例如，基于与鸟头半岛东北部岩性对比，被命名为克莫姆组（Martodjojo 等人，1975），或在蒂米卡图幅上被命名为奥托莫纳组（Otomona Formation）（Parris，1994）。最初，卡里姆组是对印尼东部伊里安查亚卡里姆河出露的一组沉积岩的描述（Bar 等人，1961；Visser 和 Hermes，1962）。岩性上，该组地层由细粒石英质浊积岩组成。在鸟头半岛东北部，这些沉积物发生了变质作用，被花岗岩侵入，在晚石炭世之前被侵蚀，并被艾法姆组不整合覆盖（Dow 等人，1988）。卡里姆组的时代被解释为前寒武纪或早古生代。这种解释是基于其地层位置（位于志留纪和泥盆纪莫迪奥组（Modio Formation）之下），以及锆石裂变径迹（ZFT）年龄重置结果（显示年龄为650±63 Ma）（Quarles van Ufford，1996）。在GBMA，卡里姆组与上覆图阿巴组（Tuaba Formation）之间的关系被推测为不整合接触（Quarles van Ufford，1996）。
图阿巴组由Pieters 等人（1983）命名，用于描述在图阿巴河出露的岩单元。图阿巴组由厚层粗粒至中粒石英砂岩组成，夹有砾岩和页岩。图阿巴组的时代被限定为前寒武纪或早古生代。该组地层位于志留纪至泥盆纪莫迪奥组之下。然而，沿着GBMA，该组地层与莫迪奥组呈断层接触（汉内卡姆断层（Hannekam Fault））。因此，接触关系尚不清楚（Sapiie 等人，1999）。
莫迪奥组先前被命名为莫迪奥白云岩（Pigram 和 Panggabean，1983；Dow 等人，1988）。Quarles van Ufford（1996）将该岩单元从莫迪奥白云岩重命名为莫迪奥组，以纳入上部的硅质碎屑岩段。该组地层分为两个段。下部的A段主要由碳酸盐岩组成，特别是层状叠层石白云岩。另一方面，上部的B段主要由细粒碎屑岩组成，包括生物扰动泥岩和粉砂岩，以及细粒平面交错层理到水平层状砂岩（Quarles van Ufford，1996）。莫迪奥组被解释为一个海侵序列，从潮汐到海洋陆棚环境沉积。莫迪奥组的时代被限定为志留纪至泥盆纪，依据是在莫迪奥B段的石灰岩中发现并鉴定的晚泥盆世（弗拉斯期）珊瑚（Oliver 等人，1995）。与上覆艾杜纳组（Aiduna Formation）的上部接触关系未得到良好露头，被解释为不整合接触（Quarles van Ufford，1996）。
艾杜纳组最早由Lehner 等人（1955）在瓦格特（Waghete）图幅西部命名，作为艾法姆组下部段的一部分（Parris，1994）。在GBMA，Martodjojo 等人（1975）将该组地层置于艾法姆组内，作为Visser 和 Hermes（1962）提出的艾法姆组C段。Pigram 和 Panggabean（1983）在瓦格特图幅地区使用艾杜纳组，因为艾法姆组难以细分。Parris（1994）在蒂米卡图幅地区倾向于使用艾杜纳组来替代艾法姆组C段，因为他已经将下部艾法姆组细分为图阿巴组和莫迪奥组。艾杜纳组的特征是层状含煤硅质碎屑岩。该组地层被解释为在河流到三角洲环境中沉积（Visser 和 Hermes，1962；Dow 等人，1988）。然而，腕足动物的存在表明，部分艾杜纳组沉积在海洋环境或可能泻湖地区（Martodjojo 等人，1975；Parris，1994；Quarles van Ufford，1996）。艾杜纳组的时代由腕足动物化石限定为二叠纪（Martodjojo 等人，1975），由植物群限定为晚二叠世（Quarles van Ufford，1996）。与上覆提普玛组的接触关系整合。
14.3.2. 中生代至新生代沉积
14.3.2.1. 提普玛组
提普玛组广泛分布于印尼巴布亚岛，从西北部的鸟头半岛延伸到靠近边境的东部。Visser 和 Hermes（1962）首次正式命名了来自鸟颈地区肯贝兰根（Kembelangan）1号井的岩单元为提普玛组。提普玛组的特征是独特的红色，并伴有少量浅绿色斑点。提普玛组是在大陆裂谷时期河流环境中沉积的（Pigram 和 Panggabean，1983）。野外观察表明，该组地层的厚度沿走向迅速变化（Quarles van Ufford，1994）。这种证据被解释为代表由活动伸展形成的horst 和 graben 沉积地形。提普玛组的时代仅受其地层位置限制，即三叠纪到早侏罗世。Pigram 和 Panggabean（1983）在瓦格特图幅上指出，提普玛组与上覆肯贝兰根群（Kembelangan Group）之间的接触关系是不整合接触（裂谷后不整合）。
14.3.2.2. 肯贝兰根群
肯贝兰根群从鸟头半岛延伸到阿拉弗拉（Arafura）台地，是一个区域性广泛的岩单元，在中生代期间沉积在澳大利亚大陆北部的被动大陆边缘（Visser 和 Hermes，1962；Dow 等人，1988）。Pigram 和 Panggabean（1983）将肯贝兰根群划分为四个组：科派组（Kopai Formation）、沃尼沃吉砂岩组（Woniwogi Sandstone）、皮尼亚泥岩组（Piniya Mudstone）和埃克迈砂岩组（Ekmai Sandstone）。在鸟头半岛地区，肯贝兰根群不能细分为四个组。该群地层的上部被称为贾斯组（Jass Formation）（Dow 等人，1988）。贾斯组由石英砂岩和钙质泥岩组成。肯贝兰根群的下部包含夹层状含碳质粉砂岩和泥岩，上部包含细粒含海绿石石英砂岩和少量页岩。该群地层作为被动大陆边缘序列，整合覆盖于三叠纪裂谷序列提普玛组之上（Dow 等人，1988；Parris，1994）。与上覆新几内亚石灰岩群（New Guinea Limestone Group）的瓦里皮组（Waripi Formation）的接触关系似乎是整合接触。
14.3.2.3. 新几内亚石灰岩群（NGLG）
在新近纪时期，大约在白垩纪和新生代的交界处，新几内亚岛以碳酸盐沉积为特征，被称为新几内亚石灰岩群（NGLG）。NGLG 覆盖于肯贝兰根群之上，最初由Visser 和 Hermes（1962）定义。在印尼巴布亚岛中部，新几内亚石灰岩群通常被划分为四个组。
底部岩单元是古新世到始新世的瓦里皮组，由含化石白云岩、石英砂岩和少量石灰岩组成。瓦里皮组沉积在浅海、高能环境中。该组地层与雅威石灰岩（未分异的NGLG）和晚白垩世的埃克迈砂岩（Pieters 等人，1983）呈渐变接触。
始新世的福迈组（Faumai Formation）整合覆盖于瓦里皮组之上。该组地层由厚层（最厚达15米）到块状富含有孔虫的石灰岩、泥灰岩、白云岩以及一些厚达5米的富含石英的砂岩层组成。福迈组沉积在浅海、中等能量环境中。早渐新世的西尔加组（Sirga Formation）整合覆盖于福迈组之上。该组地层由含孔虫的粗粒至中粒石英砂岩和粉砂岩组成，局部富含砾石。西尔加组沉积在河流到浅海环境中，经历了一段沉积间断。该组地层是印尼巴布亚岛地区始新世和中中新世之间唯一沉积的硅质碎屑岩组。Pigram 和 Panggabean（1983）将该组地层命名为Adi段。西尔加组的沉积是渐新世海平面下降以及新几内亚东部渐新世造山运动引起的。伊姆斯金组（Imskin Formation）是一种远洋石灰岩，由层状碳酸盐泥岩、泥灰岩、白垩、燧石和丰富的远洋有孔虫组成（Visser 和 Hermes，1962；Koesoemadinata，1978；Pieters 等人，1983）。该组地层代表深海环境，向上过渡到浅水碳酸盐岩。该组地层的时代范围从古新世到中中新世（Pieters 等人，1983）。
渐新世到中中新世的凯斯组（Kais Formation）整合覆盖于西尔加组之上。该组地层主要由有孔虫石灰岩组成，夹有泥灰岩、含碳质粉砂岩和煤层。凯斯组沉积在一个中等至低能量的碳酸盐岩陆棚上。生物地层分析表明，最年轻的地层约为15 Ma（Quarles van Ufford，1996）。在鸟头半岛，凯斯组代表一个礁体复合体，包括台地和斑块礁相。该组地层与萨拉瓦蒂（Salawati）盆地的克拉莫根石灰岩（Klamogun Limestone）等同。此外，在萨拉瓦蒂和宾图尼盆地，凯斯组部分交错，并整合覆盖于克拉萨费特组（Klasafet Formation）之上（Dow 等人，1988）。
14.3.3. 晚新生代沉积
澳大利亚大陆基底的新生代晚期沉积以覆盖中中新世碳酸盐地层的数公里厚的硅质碎屑岩序列为特征（Visser和Hermes，1962；Dow等，1988）。在伊里安查亚地区，已知三个主要地层，它们在年龄和岩性方面都相似（Pieters等，1983）。它们分别是克拉萨曼组、斯滕科尔组和布鲁组。它们分别出现在萨拉瓦蒂盆地和宾图尼盆地以及中央山脉南部（阿基梅加和伊武尔盆地）。局部地区，它们被更年轻的碎屑沉积物覆盖（即乌帕和塞勒砾岩）。在伊里安查亚北部，硅质碎屑岩出现在北海岸盆地（美弗拉克特）的中中新世早期（Visser和Hermes，1962；Dow等，1988）。这个称为马卡茨组的岩石单元覆盖了海洋基底。
14.3.4. 太平洋板块地层
太平洋板块（大洋省）的详细地层由Pieters等（1983）和Dow等（1988）提出。总体而言，太平洋岩石由地幔衍生岩、岛弧火山岩和浅海沉积物组成。地幔衍生岩广泛出露于伊里安查亚蛇绿岩带（IOB）、独眼巨人山、瓦吉奥岛、戈蒂埃山北部以及索龙和亚彭断裂带沿线的碎块（Dow等，1988）。IOB长约400公里，宽约50公里，呈东西向带状分布，由超镁铁质岩、基性深成岩和高级基性变质岩组成（Dow等，1988）。IOB的年龄未知，但根据变质岩块推测为中生代。
奥韦瓦火山群是太平洋板块的火山岩（Dow等，1998）。最初，Visser和Hermes将其命名为奥韦瓦组。然而，由于所有火山岩的年龄相同，并且成分非常相似。它们都被归为一组。该组岩石大多是岛弧火山作用的产物，其特征非常一致（Dow等，1988）。它们主要以基性成分为特征。在整个伊里安查亚，它们的年龄范围从古近纪到早中新世（Visser和Hermes，1962）。
太平洋板块的沉积物以浅海碳酸盐岩为特征，夹有来自岛弧的陆源沉积物，较少来自地幔岩。这个单元，称为霍兰迪亚组（Visser和Hermes，1962）和Dow等（1988），被提升为群的地位。该群广泛分布于瓦吉奥、比亚克和亚彭岛以及独眼巨人山脉的侧翼。该群的年龄范围从早中新世到上新世。
14.3.5. 过渡带地层
澳大利亚板块和太平洋板块的汇聚产生了变形带内的岩石。这组岩石被归类为过渡带，主要由变质岩组成。变质岩形成了从伊里安查亚到巴布亚新几内亚的连续带（>1000公里）。
在伊里安查亚，低温区域变质岩出露于韦兰山脉和中央山脉北侧。历史上，这些变质带曾被赋予几个不同的名称，如德雷沃变质岩（Pieters等，1983）、德雷沃变质带（Nash等，1993）和鲁法埃尔变质带（Dow等，1988，Warren，1995）。该带通常由来自澳大利亚大陆中生代被动边缘的低温（±300°-350°C和5-8 kb）变质泥质岩组成。韦兰山脉的变质岩记录了比中央山脉更高的温度（蓝晶石-黑云母-石榴石；Dow等，1988），这被解释为乌塔瓦岩基侵入的结果（Warren，1995）。伊里安查亚和巴布亚新几内亚变质泥质岩的同位素年龄记录了晚渐新世至早中新世的区域变质事件（Weiland，1999）。将该带与伊里安褶皱带分隔开的接触带是渐变的（Warren，1995）。
在伊里安查亚，在新近纪晚期构造事件（Dow等，1988年称美拉尼西亚造山运动）之前，发现的构造地质证据很少。最古老构造的证据记录在古生代地层中。然而，该组的出露有限，因此对古生代构造的了解也很贫乏。今天岛屿上的大多数构造特征都是新近纪晚期弧-陆碰撞的产物。后来的构造事件（<4 Ma）重新激活了一些较老的构造，以左旋走滑断层为主（Sapiie等，1999）。总体而言，伊里安查亚的构造格局可分为三个主要构造域：鸟头、颈部和主体。在鸟头主体，东西向至西北西向构造贯穿整个中央山脉。这条东西向-西北西向带被称为新几内亚活动带，是一个从巴布亚新几内亚到伊里安查亚的连续带，宽300公里（Dow等，1988）。新几内亚活动带在鸟颈处被东西向大陆走滑断层——塔雷拉-艾杜纳断裂带（TAFZ）终止。鸟颈的构造以北北西向褶皱为主，称为伦古鲁褶皱带（LFB）。该褶皱带在鸟头地区的克穆姆高地终止。在这个区域，大多数构造以东西向断裂系统为主。
Sapiie等（1999）提出，新几内亚北部的一块岩石圈作为一个不同的运动实体——卡罗琳板块在运动。该微板块几乎与太平洋板块一起运动，但并不完全一致。在新几内亚西部，这种相互作用的主要影响是导致左旋转换运动。这种运动始于俾斯麦海，登陆形成250公里长的贝瓦尼-托里切利断裂带，沿曼贝拉莫逆冲推覆和褶皱带发生200公里长的右阶跃汇聚变形，沿亚彭断裂带恢复左旋位移。再往西，300公里长的左阶跃形成了分离的瓦伊波纳海槽，连接到塔雷拉-艾杜纳断裂带，该断裂带又向西延伸到班达海。塔雷拉-艾杜纳断裂带将塞拉姆海槽的西向逆冲推覆与帝汶/阿鲁海沟的北向俯冲分隔开来。形成曼贝拉莫逆冲推覆和褶皱带的约束弯曲在区域地震活动性中得到了很好的定义。由于地震发生在接近150公里的深度，因此该地区至少发生了200公里的汇聚，因此在贝瓦尼-托里切利和亚彭断裂带沿线也指示了类似幅度的走滑。在比亚克岛附近，汇聚可能只是最近才开始，因为地震较浅，并且附近的新几内亚海沟没有明显近期变形的证据（Milson等，1992）。在新几内亚西部，塞拉姆海沟已适应了显着的西向汇聚，其地震活动性延伸至100公里深处。
该系统中的主要释放弯曲是鲜为人知的瓦伊波纳海槽，自上新世以来一直是一个主要的沉积中心（Dow等，1988）。可能以该区域为中心发生了50至100公里的岩石圈伸展。根据地震活动性，活动扩张集中在鸟头东海岸，穿过伦古鲁褶皱带。这种扩张运动的南向延伸是阿鲁海槽，它标志着澳大利亚板块边缘的裂谷。这两个区域的总伸展量都很小，大约10公里。由于它们似乎不是长期现象，因此比亚克地区的逆冲推覆和鸟头背面的伸展可能是该地区非常近期的发展。