印度尼西亚/苏拉威西岛的地质学
贡献者：Surono
从地质学角度来看，苏拉威西岛及其周边地区是一个复杂的区域。这种复杂性是由三个岩石圈板块的汇聚造成的：向北移动的澳大利亚板块、向西移动的太平洋板块和向南偏东南移动的欧亚板块。图8.1显示了影响苏拉威西岛及其周边地区的区域构造。马卡萨尔海峡将巽他陆架（欧亚板块的一部分）与苏拉威西岛南臂和中部隔开，是由始于中新世的洋底扩张形成的（Hamilton，1979，1989；Katili，1978，1989）。该岛北部是北苏拉威西海沟，由苏拉威西海洋壳俯冲形成。在东南方向，东南臂与班达海北部沿托洛逆冲断层发生汇聚（Silver等，1983a，b）。这两个主要构造（北苏拉威西海沟和托洛逆冲断层）由帕卢-科罗-马塔诺断裂系统连接。根据岩性组合和构造演化，苏拉威西岛及其周边岛屿被划分为3个地质省（图8.2）：（1）西苏拉威西火山弧；（2）东苏拉威西蛇绿岩带及其相关的远洋沉积盖层；以及（3）源自澳大利亚大陆的大陆碎片（Hamilton，1978，1979；Sukamto和Simandjuntak，1983；Metcalfe，1988，1990；Audley-Charles和Harris，1990；Audley-Charles，1991；Davidson，1991）。这些省之间的接触带是断层。
西苏拉威西火山弧从南臂延伸到北臂（图8.2）。总的来说，该弧由古近纪-第四纪的深成岩-火山岩组成，并伴有中生代-第三纪的沉积岩和变质岩。在本节中，地层被划分为南苏拉威西和北苏拉威西系统。
8.1.1. 南苏拉威西
南苏拉威西东部和西部的地质特征截然不同，这两个地区被呈西北-东南走向的瓦拉奈洼地隔开。南苏拉威西岛在构造上与苏拉威西岛其余的西部弧分离，一条呈西北-东南走向的洼地穿过坦佩湖（图8.3，van Leeuwen，1981）。图8.4是南苏拉威西岛岩性地层名称和时代汇编，由不同的研究人员使用。作为参考，南苏拉威西岛的地质图和地层剖面分别显示在图2.4和2.6中。以下部分描述了南苏拉威西岛的地质历史。
8.1.1.1. 中生代基底杂岩
基底杂岩出露在两个地区：南苏拉威西岛西部靠近班蒂马拉和巴鲁，由变质岩、超镁铁质岩和沉积岩组成（图8.4）。变质岩包括角闪岩、榴辉岩、云母片岩、石英岩、绿泥石-长石和石墨千枚岩（t’Hoen & Zeigler，1917；Sukamto，1975；1982；Berry & Grady，1987）。对来自班蒂马拉基底杂岩的云母-石榴石和石英-云母片岩进行钾氩测年，分别得到111 Ma（Obradovich，in Hamilton，1979）和115 + 7 Ma（Parkinson，in Hasan，1991）。Wakita等（1994）使用钾氩分析法对来自班蒂马拉杂岩的五个片岩样品和来自巴鲁杂岩的一个样品进行了测年，分别得到132-114 Ma和106 Ma的年龄。这些数据表明，南苏拉威西岛基底的形成时间为晚早白垩世。不整合覆盖并在构造上与变质岩单元互层的层序由红色和灰色硅质页岩、长石砂岩和粉砂岩、放射虫燧石、蛇纹石化橄榄岩、玄武岩和闪长岩组成（Sukamto，1975；1982；Hamilton，1979；van Leeuwen，1981；Wakita等，1994）。从燧石中提取的放射虫的年代被确定为晚阿尔布阶（晚早白垩世：Pessagano，in Sukamto，1975）或晚阿尔布阶至早森诺曼阶（Wakita等，1994）。在爪哇、东南加里曼丹的梅拉图斯山脉和中苏拉威西岛存在类似的变质岩，表明南苏拉威西岛的基底杂岩可能是更大的早白垩世增生杂岩的解体碎片（Parkinson，1991）。
8.1.1.2. 晚白垩世沉积
晚白垩世沉积物包括西南苏拉威西岛西部和东部的巴朗巴鲁组（Sukamto，1975；1982；Hasan，1991）和马拉达组（van Leeuwen，1981）（图8.4）。巴朗巴鲁组不整合覆盖在基底杂岩之上，由互层砂岩和粉砂质页岩组成，少量砾岩、卵石砂岩和砾屑角砾岩（Sukamto，1975；1982；Hasan，1991）。马拉达组由交替出现的杂砂岩、粉砂岩和页岩组成的砂质层序组成（van Leeuwen，1981）。砂岩主要是长石质灰岩，局部含钙质，由亚角状至角状的石英、斜长石和正长石颗粒组成，少量黑云母、白云母和角状岩屑嵌入粘土矿物、绿泥石和绢云母基质中（van Leeuwen，1981）。砂岩和粉砂岩中偶尔出现层理构造。巴朗巴鲁组较粗的单元包含典型的重力流沉积构造，包括碎屑流的混沌结构、层理构造和浊积岩的底面标志（Hasan，1991）。巴朗巴鲁组及其东部同时代的马拉达组的岩性和动物群（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982）是开放海洋、深近海至深海环境的典型特征（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982；Hasan，1991）。根据岩性和粒度考虑，马拉达组被解释为巴朗巴鲁组的远端等价物（van Leeuwen，1981）。巴朗巴鲁组的构造环境被解释为海沟斜坡上的小型弧前盆地（Hasan，1991）。
8.1.1.3. 古新世火山作用
古新世火山岩出现在南苏拉威西岛东部的一些有限区域，不整合覆盖在巴朗巴鲁组之上（Sukamto，1975）。在班蒂马拉地区，这些火山岩被称为布阿火山岩（Sukamto，1982）；在比鲁地区则被称为兰吉火山岩（van Leeuwen，1981；Yuwono等，1988）。该组由安山岩到粗安山岩的熔岩和火山碎屑岩组成，在层序顶部有少量石灰岩和页岩互层（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982）。对层序下部凝灰岩进行裂变径迹测年，得到63 Ma的古新世年龄（van Leeuwen，1981）。钙碱性性质以及某些轻稀土元素的富集表明，火山岩与俯冲作用有关（van Leeuwen，1981；Yuwono，1985），可能来自西倾的俯冲带（van Leeuwen，1981）。
8.1.1.4. 始新世至中新世火山作用和沉积作用
马拉瓦组由长石砂岩、粉砂岩、泥岩、泥灰岩和砾岩组成，夹有煤层和石灰岩层或透镜体。该组位于南苏拉威西省西部，不整合覆盖在巴朗巴鲁组之上，局部覆盖在朗伊火山岩之上（图 2.5，Sukamto，1982）。根据孢粉化石推测，该组的时代为古近纪（Khan & Tschudy，见 Sukamto，1982），而介形虫则表明其时代为始新世（Hazel，见 Sukamto，1982）。推测马拉瓦组沉积于陆地/边缘海环境，并逐渐向上过渡到浅海环境（Wilson，1995）。托纳萨石灰岩组整合覆盖在马拉瓦组或朗伊火山岩之上。该组从下到上由'A'、'B'、'C'和'D'四个段组成。'A'段由层状良好的钙质砂岩组成；'B'段由厚层到块状石灰岩组成；'C'段由一套厚层的碎屑石灰岩组成，富含有孔虫；'D'段的特点是火山物质丰富，并含有不同时代的石灰岩混杂岩（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982）。托纳萨组的时代为始新世至中中新世（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982；Wilson，1995）。推测托纳萨组南缘为斜坡型边缘，托纳萨碳酸盐台地主要由浅水相组成，而北部边缘则以再沉积相为主（Wilson，1995）。马拉瓦组和托纳萨组广泛分布于南苏拉威西省西部（Wilson，1995）。除了马伯龙格的一个小型托纳萨石灰岩组露头外，这些组在瓦拉奈拗陷以东均未出露（图 2.4）（Sukamto，1982；Wilson，1995）。萨洛卡鲁邦组位于南苏拉威西省东部（图 2.4）。该组由砂岩、页岩和泥岩组成，夹有火山砾岩、角砾岩、凝灰岩、熔岩、石灰岩和泥灰岩（Sukamto，1982）。根据有孔虫测年技术，萨洛卡鲁邦组的时代被认为是从始新世早期到渐新世晚期（Kadar，见 Sukamto，1982 和 Sukamto & Supriatna，1982）。该组与马拉瓦组和托纳萨组下部同时期（Sukamto，1982）。卡拉米森组出露于瓦拉奈拗陷以东（图 2.4），由火山角砾岩和熔岩组成，以枕状熔岩或块状熔岩的形式出现。它们与凝灰岩、砂岩和泥灰岩互层（Sukamto，1982；Sukamto & Supriatna，1982；Yuwono 等，1987）。熔岩以闪长岩玄武岩和辉绿岩为特征，这些岩石已被变质为绿片岩相（Yuwono 等，1988）。基于高重力异常和海洋MORB性质，骨山被解释为蛇绿岩序列的一部分（Yuwono 等，1988）。卡拉米森组枕状熔岩的K/Ar测年结果表明其时代为中新世早期晚期（17.5+ -0.88 和 18.7+ -0.94，Yuwono 等，1988），这可能代表了所建议的蛇绿岩套的侵位时代（Yuwono 等，1988）。侵入体出露于比鲁地区东部和托纳萨-I（Sukamto，1982），裂变径迹测年结果表明其时代为中新世早期（van Leeuwen，1981）。Yuwono 等（1987）将这些侵入体与坎巴组下段的钙碱性火山岩联系起来，并认为两者都起源于中新世早期的俯冲作用。然而，这与火山碎屑岩互层的海洋沉积物中有孔虫所表明的中中新世（Sukamto & Supriatna，1982）或中中新世至晚中新世时代（Sukamto，1982）不一致。坎巴组下段由凝灰质砂岩组成，与凝灰岩、砂岩、泥岩、火山砾岩和角砾岩、泥灰岩和煤互层（Sukamto，1982；Sukamto & Supriatna，1982）。格雷恩奇和戴维斯（1985）在森干地区甘榜巴鲁-I井中报道了骨组（图 2.5），该组由生物碎屑泥灰岩和细粒浮游有孔虫泥灰岩组成，与钙质泥岩互层。这些石灰岩的时代被测定为中新世早期（N6-N8）（Grainge & Davies，1985）。
8.1.1.5. 中新世至今的火山活动和沉积
此处描述的坎巴组上段，即坎巴火山岩，位于西部分水岭，构成“脊梁”（图 2.4）。该段由火山角砾岩和砾岩、熔岩和凝灰岩组成，与海相沉积物互层（Sukamto，1982；Sukamto & Supriatna，1982）。有孔虫测年表明坎巴火山岩的时代为中中新世至晚中新世（Sukamto，1982）。莱莫火山岩不整合覆盖在比鲁地区上中新世瓦拉奈火山岩之上（van Leeuwen，1981），莱莫火山岩的K/Ar测年结果表明其时代为上新世（Yuwono 等，1988）。尽管Sukamto（1982）将莱莫火山岩纳入坎巴火山岩的一部分，但这不太可能，因为坎巴火山岩的时代范围仅到晚中新世。坎巴火山岩下部（图 2.5）被认为相当于比鲁地区的中中新世索波火山岩（van Leeuwen，1981）。坎巴火山岩上部被认为类似于van Leeuwen（1981）所描述的比鲁地区的帕梅苏朗火山岩。Yuwono 等（1988）将坎巴火山岩细分为两个段：碱性钾质的坎巴IIa段和碱性超钾质的坎巴IIb段。根据K/Ar测年，坎巴II火山岩的时代确定为晚中新世（9.91 + 0.5 Ma – 6.27 + -0.31 Ma，Yuwono 等，1988）。Yuwono 等（1987）讨论了南苏拉威西省中新世至更新世时代的火山单元。其中包括巴图拉佩火山岩，这是一系列碱性钾质喷出岩和侵入岩，K/Ar分析结果为12.8 + 0.64 Ma（中中新世，Yuwono 等，1988）；钦达科火山岩与巴图拉佩火山岩具有相同的特征，但K/Ar测年结果表明钦达科火山岩的时代为8.2+ 0.4l Ma（晚中新世，Yuwono 等，1987）。Sukamto（1982）将这两个火山单元归为一组，并认为它们都以不整合方式覆盖在坎巴组之上，因此推测其时代为上新世。索彭火山岩推测为晚中新世时代（Yuwono 等，1987），然而，Sukamto（1982）认为这些火山岩为中新世早期时代，因为它们整合覆盖在坎巴组的岩石之上。帕雷帕雷火山岩是复式火山的残余，由交替出现的熔岩流和火山碎屑角砾岩组成，K/Ar分析结果表明其时代为晚中新世（Yuwono 等，1987）。熔岩的成分为中性到酸性（Yuwono 等，1987）。伦波巴坦复式火山的上新世/更新世火山岩占据南苏拉威西省的最南部，海拔高度达 2,871 米。这些火山岩由碱性钾质的硅质过饱和和更酸性的硅质饱和闪长岩熔岩流和火山碎屑角砾岩组成（Yuwono 等，1987）。Yuwono 等（1987）认为，南苏拉威西省的中中新世至更新世火山岩，包括坎巴组上段，主要呈碱性，这是由于先前因交代作用而富含不相容元素的上地幔（含金云母的橄榄岩）的部分熔融所致（Yuwono 等，1987）。这可能与中新世早期在“伸展型板内环境”中发生的早期俯冲作用有关（Yuwono 等，1987）。范贝默伦（1949）认为，这些火山岩的碱性性质是由“较老的石灰岩过度同化到熔体中”以及将大陆物质掺入俯冲相关的火山弧中引起的（Katili，1978）。苏拉威西省中西部的 неоген 火山作用与岩石圈增厚和熔融有关（Coffield 等，1993；Bergman 等，1996）。该地区 неоген 火成岩的双峰性被认为是源于古老地幔橄榄岩和地壳的熔融，分别产生碱性玄武岩（闪长岩）和花岗岩成分的熔体（Coffield 等，1993；Bergman 等，1996）。晚中新世沉积以塔西皮组的发育为标志（见第 2.3.2 节）。中中新世-上新世（Grainge & Davies，1983）塔西皮组是本研究的主题，因此在本节中不再讨论。瓦拉奈组（见第 2.3.2 节）局部不整合覆盖在塔西皮组之上，在某些地方，这两个单元相互交错。根据有孔虫，瓦拉奈组的时代为中中新世至上新世（N9-N20，Sukamto，1982），或者也可以说主要为上新世（直至 N21），基底单元可能为晚中新世时代（Grainge & Davies，1985）。在东森干盆地，瓦拉奈组可以分为两个层段：下层段由钙质泥岩组成，上层段则以砂质为主。下层段在盆地南部广泛出露，在某些地方与塔西皮组的礁体崩积岩交错。南苏拉威西省南部（图 2.2；2.5）和塞拉亚尔岛上的石灰岩被称为塞拉亚尔石灰岩，它是瓦拉奈组的一个段（Sukamto & Supriatna，1982）。塞拉亚尔段由珊瑚石灰岩和钙质砂岩组成，夹有泥灰岩和钙质砂岩。该碳酸盐单元的时代范围为上中新世至上新世（N16-N19，Sukamto & Supriatna，1982）。Sukamto & Supriatna（1982）报道了塞拉亚尔岛上瓦拉奈组与塞拉亚尔石灰岩之间存在互层关系。南苏拉威西省局部存在阶地、冲积、湖泊和海岸沉积物。南苏拉威西省的近期抬升以抬升的珊瑚礁沉积物为特征（van Leeuwen，1981；Sukamto，1982）。
8.1.2. 中苏拉威西
在中苏拉威西岛，晚中新世至今的钾质钙碱性岩浆活动主要沿着左旋帕卢-科罗断裂带发生（Priadi等，1999）。这种花岗岩类岩石被认为与中新世邦盖-苏拉微大陆与苏拉威西岛的碰撞有关，但对其成因和上升机制的详细研究仍然有限。根据其岩石学特征、与其他岩石/地层的组合关系、蚀变程度和化学特征，这种新近纪花岗岩类岩石可以至少分为三组，从老到新，并且它们表现出系统性的特征变化：粗粒和含钾长石巨晶的花岗岩类岩石（花岗岩-C）分布在帕卢-科罗地区的北部和南部边界。由于它们呈现粗粒等粒状或粗粒并含有钾长石巨晶，因此很容易识别。几个K-Ar年龄测定表明其年龄范围从8.39 Ma到3.71 Ma。可以区分两种岩石学特征：以黑云母和角闪石为暗色矿物的花岗岩类岩石（4.15-3.71 Ma和7.05-6.43 Ma），以及以黑云母为主要暗色矿物的花岗岩类岩石（8.39-7.11 Ma）。中等糜棱岩-片麻状花岗岩类岩石（花岗岩-B）相对暴露在中部地区（帕卢-库拉威附近）。它们都是中等粒度的花岗岩类岩石，有时包含捕虏体。这种花岗岩类岩石也可以细分为角闪石-黑云母和黑云母花岗岩类岩石。前者分布在南部（Saluwa-Karangana），年代为5.46-4.05 Ma。而后者测年为3.78-3.21 Ma，暴露在库拉威附近。细粒和贫黑云母花岗岩类岩石（花岗岩-A）代表帕卢-科罗地区最年轻的花岗岩类岩石（3.07-1.76 Ma），它们以切割其他花岗岩类岩石的小岩脉形式出现。岩石清晰，白色，含有少量黑云母作为单一的暗色矿物，大部分集中暴露在中部地区Sadaonta-Kulawi之间。除了这些细晶岩脉外，还发现了辉绿岩脉（黑云闪长岩类型）。新近纪前片麻状花岗岩类岩石（花岗岩-D）在Toboli周围的某些有限区域被发现。根据Sukamto等人的地质图（1973），其分布可以推断为在Toboli-Kasimbar地区南北延伸。它主要由花岗岩组成，花岗岩由石英、钾长石、斜长石和白云母组成。白云母的存在及其较老的年龄（96.37 Ma）使这种花岗岩类岩石与其他花岗岩类岩石有所不同。横向来看，这些花岗岩类岩石呈现相对的环状分布，以库拉威附近的花岗岩-A为中心，并被花岗岩-B和C环绕。最古老的花岗岩-D在同心分布的东部南北延伸（图1）。
8.1.3. 北苏拉威西岛
北苏拉威西岛弧主要基于下中新世弧相关岩石的分布确定，陆上延伸约500公里，从东经121度到东经125度20分，宽度相对恒定，为50-70公里，海拔高度达2065米。在苏拉威西岛的颈部，海拔高度更高，达到3225米。北苏拉威西岛弧的演化可以划分为两个主要阶段，分别与弧与苏拉平台的中新世中期碰撞有关：（1）早中新世的西向俯冲，以及（2）碰撞后的弧裂谷和隆升，以及晚中新世至第四纪北苏拉威西海沟沿线的俯冲开始。地质关系、古生物学（在已发表的1:250,000比例尺地图上总结）和初步的K-Ar测年（Lowder和Dow 1978，Villeneuve等1990，Perello 1992，Priadi，个人通讯，1991）表明在新近纪和第四纪期间有两个主要的岩浆活动时期，即22-16 Ma（早中新世）和9 Ma以后（晚中新世-第四纪），即弧与苏拉平台碰撞之前和之后。属于桑吉赫岛弧（图1）的上新世和现今的第四纪火山活动掩盖了万鸦老附近大部分早中新世地质（图4）。在万鸦老北部桑吉赫群岛上，第四纪火山覆盖层下暴露的小面积安山岩和闪长岩表明，较老的弧火山岩继续延伸到近海，可能延伸到棉兰老岛（图1），并构成现今桑吉赫岛弧的基底。在新近纪，苏拉威西岛颈部托利托利和帕卢之间不存在与弧相关的火山岩（图4），部分原因是隆升速率高和侵蚀作用深。未知下中新世花岗岩类岩石，并且似乎没有多少证据表明早中新世弧延伸到颈部。尽管如此，人们仍然推断早中新世的贝尼奥夫带延伸到颈部下方，并向南延伸至与古帕卢-马塔诺转换断层相交（图1）。在苏拉威西岛西部，马卡莱南部（图1），与裂谷而非俯冲相关的钾质碱性（或闪长岩质）岩浆活动在新近纪占主导地位（Yuwono等，1985，Leterrier等，1990，Priadi等，1991）。
苏拉威西岛东部和东南部臂的蛇绿岩杂岩及其远洋沉积覆盖层被Simandjuntak（1986）命名为东苏拉威西岛蛇绿岩带。该带包括镁铁质和超镁铁质岩石以及远洋沉积岩和局部混杂岩。超镁铁质岩石在苏拉威西岛东南部臂中占主导地位，但镁铁质岩石在更北的地方占主导地位，尤其是在东部臂的北部海岸（Smith，1983；Simandjuntak，1986）。Simandjuntak（1986）在东部臂报道了一个完整的蛇绿岩序列，包括超镁铁质和镁铁质岩石、枕状熔岩和以深海石灰岩和层状燧石互层为主的远洋沉积岩。大部分杂岩高度断裂和构造变形，呈块状露头。根据有限的地球化学数据（16个玄武岩样品），东苏拉威西岛蛇绿岩带可能是洋中脊起源（Surono，1995）。
8.2.1. 东南苏拉威西岛
东南苏拉威西大陆地体占据了苏拉威西岛东南部臂的大片区域，而蛇绿岩带主要局限于该臂的北部（图2）。该大陆地体呈西北-东南走向，东北边缘以Lawanopo断裂为界，西南边缘以Kolaka断裂为界（图1-2）。该地体与Buton地体之间被逆冲断层隔开，东端有一个较老的蛇绿岩套逆冲在其上。该大陆地体包括变质基底，少量细晶岩侵入体，中生代碎屑岩和碳酸盐岩地层，以及古近纪石灰岩（图2）。基底主要由低级变质岩组成。碎屑沉积序列由晚三叠世Meluhu组组成。古近纪石灰岩单元包括Tamborasi组和Tampakura组（图2、3）。
8.2.1.1. 基底
低级变质基底岩是东南臂的主要组成部分（图2）。变质作用的年龄尚不清楚。然而，人们认识到一个较老的变质绿帘石-角闪岩相和一个较年轻的低级动力变质蓝闪石片岩相。较老的变质作用与埋藏有关，而较年轻的变质作用是由东南苏拉威西大陆地体与蛇绿岩带碰撞时的大规模逆冲造成的。变质岩被细晶岩侵入，并在某些地方被石英-安山岩熔岩覆盖，尤其是在Bone湾的西海岸。
8.2.1.2. 中生代沉积岩
在Kendari地区，基底岩不整合地覆盖着晚三叠世Meluhu组（图2、3），该组由砂岩、页岩和泥岩组成。Meluhu组由3个段组成：从老到新分别是Toronipa段、Watutaluboto段和Tuetue段。Toronipa段由曲流河沉积组成，主要由砂岩夹砾岩砂岩、泥岩和页岩组成。Watutaluboto段是潮汐三角洲沉积，主要由泥岩夹薄层砂岩和砾岩组成。Tuetue段由泥岩和砂岩组成，向上过渡为浅水边缘海泥灰岩和石灰岩。Toronipa段的砂岩由岩屑砂岩、亚岩屑砂岩和石英砂岩组成，来源于再循环造山带。砂岩中普遍存在的变质岩碎屑表明Meluhu组的源区以变质基底为主。变质岩可能被一层薄的沉积层覆盖。该组中火山碎屑的比例很小，表明火山岩也形成了一个横向范围有限的薄层。稀有的长英质火成岩碎屑可能来自侵入变质基底的岩脉和/或岩床。Meluhu组与Matarombeo地体的Tinala组和Siombok地体的Tokala组同时代（图2、4）。从岩性上看，这三个组相似，其下部以碎屑为主，向上逐渐过渡为碳酸盐岩。Meluhu组、Tinala组和Tokala组中的Halobia和Daonella表明为晚三叠世年龄。Meluhu组Tuetue段中菊石和孢粉的存在有力地支持了这种解释。Matarombeo地体的Tinala组（图4）的碎屑沉积序列依次被细粒碎屑Masiku组和富含碳酸盐的Tetambahu组覆盖。Tetambahu组下部的软体动物、菊石和箭石丰富，表明为侏罗纪年龄。该组上部含有富含放射虫的燧石灰岩和燧石结核。放射虫表明为侏罗纪-早白垩世年龄。在东部臂，Siombok和Banggai-Sula地体的Tokala组（图4）由石灰岩和泥灰岩夹页岩和燧石组成。该组中存在Steptorhynchus、Productus和Oxytoma，表明为二叠纪-石炭纪年龄。然而，在该组的一个石灰岩层中发现了Misolia和Rhynchonel1a，表明为晚三叠世年龄。由于该组与Meluhu组上部的岩性相似，晚三叠世年龄对于Tokala组年龄来说是最可能的，而二叠纪-石炭纪年龄可能代表基底年龄。Tokala组被Banggai-Sula群岛广泛分布的花岗岩基底可能形成的Nanaka组粉红色花岗岩砾岩覆盖。上覆的Nambo组由砂岩和页岩组成，含有常见的箭石和菊石，表明为侏罗纪年龄。
8.2.1.3. 古近纪石灰岩
东南苏拉威西陆块的坦帕库拉组（厚400米）的古近纪石灰岩层序不整合覆盖在梅鲁胡组之上。该组由鲕粒灰岩、泥灰岩、泥晶灰岩以及局部出现的粒屑灰岩、颗粒灰岩和生物碎屑灰岩组成。在该组的最下部，存在由泥岩、砂岩和砾岩组成的碎屑岩地层。该组含有表明晚始新世-早渐新世年龄的微体化石。该组中的纳米植物群表明了从始新世中期到中新世中期的广泛年龄范围。因此，该组的沉积一定发生在晚始新世-早渐新世期间。最初的沉积发生在以碎屑物质为主的三角洲环境中。碎屑沉积物供应量的减少使得潮间带-潮下带碳酸盐岩相在低起伏的台地上广泛发育。以珊瑚石灰岩为主的碳酸盐岩建造和细长的碳酸盐砂体或障壁形成了一个边缘台地，保护并包围了碳酸盐潮坪环境，并将其与直接的海水影响隔离开来。当富镁流体回流向海洋时，在潮间带-潮上带发生了回流白云石化作用。类似的坦博拉西组古近纪碳酸盐岩层序沉积在浅海环境中。根据其年龄和岩性，坦帕库拉组和坦博拉西组（可能还有马塔隆贝奥的莱雷亚组）可能沉积在一个单一的广阔浅海陆架上。该陆架围绕着一个由变质岩和花岗岩基底以及中生代碎屑岩层序（梅鲁胡组、蒂纳拉组和特坦巴胡组）组成的岛屿。东臂（邦盖-苏拉陆块）中的等同单元包括萨洛迪克组的始新世-渐新世石灰岩，该石灰岩与波赫组的泥灰岩交错出现（图1、4）。
8.2.2. 东苏拉威西
最古老的三叠纪岩石地层称为托卡拉组。该组由石灰岩和泥灰岩组成，并夹有页岩和燧石，被认为是在深海环境中沉积的。同一时期在浅海中沉积的另一种岩石相由布塔组形成，该组由蚀变的细粒碎屑沉积物组成，如板岩、变砂岩、粉砂岩、千枚岩和片岩。在苏拉威西东臂还发现了所谓的蛇绿岩杂岩，其年龄为晚侏罗世至始新世，起源于洋壳（Simandjuntak，1986）。该杂岩以构造接触的方式与中生代沉积物接触，并由镁铁质和超镁铁质岩石组成，如方辉橄榄岩、二辉橄榄岩、辉石岩、蛇纹岩、纯橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩和微辉长岩。这些岩石经历了多次变形和位移，使其偏离了最初的位置，其中最后一次发生在中新世中期。托卡拉组和布塔组不整合地覆盖在纳纳卡组之上，纳纳卡组由粗粒、层理良好的碎屑沉积物组成，如砾岩、砂岩，并夹有粉砂岩和煤层。砾岩中的碎屑包括红色花岗岩、变质岩和燧石，据推测这些碎屑起源于所谓的邦盖-苏拉微陆块（Simandjuntak，1986）。该组的年龄被认为是早侏罗世至中侏罗世，并在滨海环境中形成。与纳纳卡组整合接触的是南博组，其年龄为中侏罗世至上侏罗世。该浅海单元由细粒碎屑沉积物组成，如含箭石和蛤类的砂质泥灰岩和泥灰岩。上侏罗世至上白垩世的马塔诺组由石灰岩组成，并夹有燧石、泥灰岩和粉砂岩。不整合覆盖在南博组之上的是萨洛迪克组和波赫组，它们相互交错。这些地层的年龄为始新世至上新世。萨洛迪克组由石灰岩组成，并夹有泥灰岩和含石英碎屑的砂岩。该组中丰富的珊瑚、藻类和大型有孔虫表明它是在浅海环境中形成的。萨洛迪克组与蛇绿岩杂岩呈断层接触。波赫组由泥灰岩和石灰岩组成，并夹有砂岩。该组的有孔虫组合表明其年龄为渐新世至上新世下部。该组中的纳米浮游生物表明渐新世至中新世年龄。苏拉威西的磨拉石，包括托马塔组、邦卡组、比亚组、波索组、普纳组和隆西奥组（Surono，1989），其年龄为中新世至上新世。磨拉石包含砾岩、砂岩、粉砂岩、泥灰岩和石灰岩，沉积在滨海到浅海相中。它不整合地覆盖在萨洛迪克组和波赫组以及蛇绿岩杂岩之上。中新世中期至上新世晚期的布阿莱莫火山岩与磨拉石的隆西奥组交错出现，并由枕状熔岩和火山岩组成。不整合覆盖在苏拉威西磨拉石之上的是更新世的卢武克组，该组由珊瑚礁石灰岩组成，下部夹有泥灰岩。
8.2.3. 苏拉威西磨拉石
苏拉威西磨拉石沉积在大陆碎片与蛇绿岩带碰撞之后。磨拉石广泛分布于苏拉威西东部，由粗粒到细粒的碎屑岩层序组成，局部地区夹有少量浅海碳酸盐岩层序。东南臂的磨拉石被划分为以砾岩为主的阿兰加组和潘杜阿组、波皮南组的泥灰岩和石灰岩层序、埃莫科组的石灰岩以及朗科瓦拉组的粗粒到细粒碎屑岩地层。在东南臂北岸以及塞拉班卡岛和马努伊岛上，早中新世磨拉石层序中发现了粉红色花岗岩巨石，这些巨石可能来自邦盖-苏拉群岛。东南臂的磨拉石略早于东臂（早中新世），东臂中邦盖-苏拉大陆陆块与东苏拉威西蛇绿岩带的碰撞导致了晚中新世磨拉石的沉积。
苏拉威西地区的陆块碎片，包括中苏拉威西、东南苏拉威西、邦盖-苏拉和布顿，被认为起源于澳大利亚北部大陆的一部分（Pigram 等人，1985；Metcalfe，1988，1990；Audley-Charles 和 Harris，1990；Audley-Charles，1991；Davidson，1991；Surono，1997）。它们可能在侏罗纪时期从澳大利亚大陆分离出来，并向东北移动到目前的位置。Audley-Charles 和 Harris（1990）、Metcalfe（1990）以及 Audley-Charles（1991）将它们称为异地大陆陆块。变质岩广泛分布于中苏拉威西东部、东南臂和卡巴埃纳岛。变质岩可分为角闪岩相和绿帘石-角闪岩相，以及低级动力变质作用的蓝闪石或蓝片岩相（deRoever，1947，1950）。角闪岩相和绿帘石-角闪岩相比中苏拉威西省变质带中发现的放射虫岩、蛇绿岩和闪长岩质火成岩更古老，而蓝闪石片岩则更年轻。蓝闪石片岩与高压低温的岩石成因相一致，但这些岩石仅进行了侦察性的岩石学检查。蓝闪石向西逐渐增多（Sukamto，1975b）。除了布顿岛之外，变质岩在二叠纪-三叠纪时期被花岗岩侵入。在东南苏拉威西、邦盖-苏拉和布顿微陆块中，变质岩构成了中生代盆地的基底。这些岩石不整合地覆盖在厚层的中生代沉积岩之上，布顿岛以石灰岩为主，东南苏拉威西和邦盖-苏拉微陆块以碎屑岩为主。在所有微陆块上都发现了古近纪石灰岩（Smith，1983；Surono，1986，1989a，b；Supandjono 等人，1986；Surono 和 Sukarna，1985；Garrad 等人，1989；Soeka，1991）。在晚渐新世-中新世时期，一个或多个印度尼西亚-澳大利亚微陆块的向西移动的岩片与东苏拉威西和东南苏拉威西的蛇绿岩杂岩发生了碰撞。碰撞产生了混杂岩和一个由微陆块中生代和古近纪沉积岩层组成的叠瓦状岛弧带，以及蛇绿岩的逆冲岩片（Silver 等人，1983a，b）。在碰撞过程中，苏拉威西形成了局部沉积盆地。碰撞之后，盆地开始在整个苏拉威西地区广泛发育。东南臂的沉积开始得更早（早中新世），而东臂则较晚（晚中新世，Smith，1983；Surono，1989a，b）。这两个层序通常被称为苏拉威西磨拉石（Sarasin 和 Sarasin，1901），并由主要的碎屑岩层序和次要的礁灰岩组成。大部分磨拉石沉积在浅海环境中，但在某些地方，它沉积在河流到过渡环境中（Simandjuntak 等人，1981a，b，1984；Surono 等人，1983；Rusmana 等人，1988；Surono，1989a，b，1996）。
骨盆地位于苏拉威西岛南侧和东南侧之间，被解释为一个复合盆地，其起源为巽他陆块和冈瓦纳衍生微大陆之间的俯冲复合体和缝合带，随后演化为一个水下山间盆地。由于数据有限，骨盆地的构造和地层演化仍知之甚少。本文基于地表地质、地震和单井数据，提出了骨盆地构造和地层演化的一个新模型。在早第三纪或更早时期，苏拉威西岛西部东侧可能发育了一个向西俯冲的复合体，骨盆地处于弧前环境。在中中新世，澳大利亚衍生微大陆与早第三纪增生杂岩发生碰撞，导致增生杂岩向东逆冲到微大陆上。随后，向西运动的微大陆在晚中新世与苏拉威西岛西部发生碰撞，并部分俯冲到其下方。碰撞产生的挤压作用向西传播到俯冲带，形成背冲断层系统，并产生褶皱带，如西倾的卡洛西和马吉内褶皱带。这两个碰撞板块在晚上新世时期锁定，板块持续汇聚通过瓦拉奈、帕鲁科罗和其他断层带的走滑运动来适应。在骨盆地南部，微大陆的西向运动没有达到与苏拉威西岛西部的碰撞阶段。相反，东南苏拉威西岛向东旋转，导致一条主要的伸展断层切割骨盆地中部（Sudarmono，1999）。地层记录非常有限，因为该盆地只钻探了一口井。这口井表明，骨盆地北部基本上由两个海相沉积层组成，中间隔着一个主要的上新世不整合面，分别为碰撞前和碰撞后的沉积物。碰撞前沉积物为晚至下中新世，主要由钙质泥岩组成，上部有少量石灰岩层，最底部有一层砾岩层。碰撞后沉积物为同造山序列，由互层砂岩和粘土岩组成，并夹有少量零星的褐煤透镜体。该层的最底部覆盖在上新世主要不整合面上，是一层由细粒到粗粒砂岩渐变为砾岩的沉积层（Sudarmono，1999）。
苏拉威西岛及其周边地区是地质、构造和构造方面最复杂的新生代活动边缘之一。该地区代表了三联点板块汇聚的中心，这是由于新近纪时期三个主要地壳（板块）的相互作用造成的（Simandjuntak，1992）。这种汇聚导致了各种尺度的各种构造的发育，包括俯冲和碰撞带、断层和逆冲断层以及褶皱。目前，大多数新近纪构造和一些前新近纪构造仍在活动或重新活动。主要构造包括米纳哈萨海沟、帕鲁-科罗断裂系统及其分支巴兰塔克-苏拉断裂、马塔诺断裂、拉瓦诺波断裂、科拉卡断裂和卡巴埃纳断裂、巴图伊逆冲断层、波索逆冲断层和瓦拉奈断裂。
8.5.1. 米纳哈萨海沟
米纳哈萨海沟是贝尼奥夫带的地表表现形式，其中苏拉威西海地壳在晚古近纪时期俯冲到苏拉威西岛北臂之下（Fitch，1970；Katili，1971；Cardwell和Isacks，1978；Hamilton，1979；McCaffrey等，1983；Simandjuntak，1993a）。这种俯冲似乎在新近纪达到顶峰，同时东苏拉威西蛇绿岩带与班盖-苏拉地台沿着南部巴图伊逆冲断层发生西偏西南方向的碰撞。地震活动表明，目前米纳哈萨海沟似乎正在消失（McCaffrey等，1983；Kertapati等，1992）。Simandjuntak（1988）认为，最近，俯冲带的东部似乎重新活动并形成了米纳哈萨火山弧。
8.5.2. 帕鲁-科罗断裂系统
帕鲁-科罗断裂系统首次由Sarasin（1901）定义，Rutten（1927）描述了该断裂带沿近南北方向延伸，在苏拉威西岛中部至少长300公里。Sudrajat（1981）描述了帕鲁-科罗断裂从帕鲁市西部延伸到东南部的骨盆地，长约250公里，并计算了横向运动速度，范围从2-3.5毫米/年到14-17毫米/年。Tjia（1981）分析了断裂带内珊瑚礁抬升速率，约为4.5毫米/年。Indriastuti（1990）计算了平均水平运动速度为1.23毫米/年。Bemmelen（1970）和Katili（1978）认为，断裂系统的北部以垂直运动为主，而南部则以左旋走滑运动为主。Walpersdorf等（1997）基于干涉GPS分析发现，帕鲁-科罗断裂系统的左旋走滑运动速率为3.4毫米/年。地震活动表明，目前帕鲁-科罗断裂至少部分重新活动（Kertapati等，1992；Soehaemi和Firdaus，1995）。Simandjuntak（1993a，b）认为，帕鲁-科罗断裂系统延伸到骨盆地，穿过弗洛雷斯逆冲断层，并在南部的帝汶海槽终止，并在北部的米纳哈萨海沟终止。他还指出，在断层运动的历史中，帕鲁-科罗断裂以左旋压扭性运动为主，导致断裂带沿线山脉隆升。虽然在最近一段时间，断裂系统经历了伸展左旋走滑，导致了帕鲁谷等地堑状盆地的发育，以及断裂带沿线许多地方的小湖泊。他还进一步认为，骨盆地的发育是在晚新近纪时期帕鲁-科罗断裂系统左旋伸展走滑运动的放大。苏拉威西岛的帕鲁-科罗断裂系统通过巴兰塔克-苏拉断裂、马塔诺-南布鲁断裂与伊里安查瓦的索龙断裂系统相连。在南部，帕鲁-科罗断裂与拉瓦诺波断裂、科拉卡断裂和卡巴埃纳断裂相连（Simandjuntak，1993a）。
8.5.3. 巴图伊逆冲断层
Simandjuntak（1993a）认为，巴图伊逆冲断层是新近纪时期班盖-苏拉地台与东苏拉威西蛇绿岩带碰撞带的地表表现形式。该逆冲断层将上盘的蛇绿岩带与下盘的微大陆分隔开来。该逆冲断层在该地区的Landsat影像上清晰可见（Hamilton，1979）。该逆冲断层从苏拉威西岛东臂东端巴兰塔克延伸到西南部的莫罗瓦利、托莫里湾。该逆冲断层被一些走滑断层打断和切割，如托利断层、安帕纳断层和韦库利断层。它进一步向南延伸到中南部、东南臂、布顿岛和卡巴埃纳岛，似乎被碰撞后断层严重破坏和改造，因此无法作为连续的逆冲断层带追踪。地震活动表明，目前该逆冲断层可能重新活动（McCaffrey等，1983；Kertapati等，1992）。苏拉威西岛东臂南海岸至少存在三个阶地的第四纪珊瑚礁，也证明了该逆冲断层最近重新活动（Simandjuntak，1986，1993a）。
8.5.4. 波索逆冲断层
波索逆冲断层被定义为苏拉威西岛中部变质带（CSMB）和苏拉威西岛西部岩浆带（Bemelen，1949；Hamilton，1979；Simandjuntak等，1991；Simandjuntak等，1992）之间的构造接触带。据信，该逆冲断层在新近纪时期促使高压变质岩（CSMB）从贝尼奥夫带深处向上隆升到岩浆带顶部。地震活动表明，目前该逆冲断层不再活跃（Kertapati等，1992）。然而，最近发生在托米尼湾西海岸的地震表明，该逆冲断层的北部至少重新活动。
8.5.5. 瓦拉奈断层
瓦拉奈断层被定义为一条走向NW-SE的左旋走滑断层，穿过苏拉威西岛南臂。该断层似乎继续向西北延伸，穿过望加锡海峡，并与加里曼丹的帕特诺斯特-卢帕尔缝合带合并，并在南部终止于弗洛雷斯逆冲断层。在第四纪时期，该断层似乎重新活动并发生伸展，导致了瓦拉奈凹陷的发育。地震活动表明，目前该断层不再活跃或正在消失。
8.5.6. 望加锡海峡的说明
Katili（1978）认为，望加锡海峡的构造形成是由于该地区发生裂谷作用，其轴线近南北向平行于海峡的长轴。Situmorang（1983）基于穿过望加锡海峡的地震反射剖面发现，在海峡海底的第三系层序下方没有新的发育的大洋地壳。他进一步认为，海峡的基底更有可能是大陆地壳。新近纪裂隙火山岩在卢帕尔-帕特诺斯特缝合带及其附近以及加里曼丹内部的其他地区（Bergman等，1988；Harahap，1996；Hutchison，1996；Simandjuntak，1999）的出现，以及苏拉威西岛南部西部的类似苏长岩火山岩（Pryadi，199）表明，新近纪时期该地区存在伸展构造。望加锡海峡的发育很可能与新近纪时期印度尼西亚中部许多地区发生的伸展构造有关。
苏拉威西岛独特的“K”形可能表明该地区地质和构造的复杂性。Simandjuntak（1993）根据获得的地质和地球物理数据，总结了苏拉威西及其周边地区的构造演化，这与多种构造作用的（重新）出现有关，包括a）白垩纪科迪勒拉型俯冲、b）中生代构造分异、c）新近纪特提斯型碰撞和d）第四纪双重对冲碰撞。
8.6.1. 白垩纪科迪勒拉型俯冲
白垩纪科迪勒拉型俯冲记录了苏拉威西岛西部及周边地区西倾贝尼奥夫带的发育，其中原班达海地壳俯冲到巽他地盾（东南欧亚克拉通）的南偏南边缘之下。苏拉威西岛中部变质带中晚白垩世高压变质岩的出现、与变质岩和蛇绿岩相关的白垩纪-古近纪混杂岩楔、苏拉威西岛西部岩浆带中的古近纪火山岩以及东苏拉威西蛇绿岩带中的蛇绿岩被认为是在这种俯冲期间及之后形成的（Simandjuntak，1980）。与玄武岩熔岩相关的晚白垩世-古近纪复理石沉积物可能代表了该板块汇聚期间的上沟槽斜坡序列。
8.6.2. 中生代构造分异
与此同时，在更南偏东南的地方，在二叠纪-三叠纪热穹隆之后，澳大利亚北部大陆边缘由于本质上的伸展构造而发生裂谷。然后，这些大陆碎片被分离并向北偏西北方向移动，形成现今班达海地区的微大陆（Pigram & Panggabean，1984），包括邦盖-苏拉平台、图康贝西-布顿平台和湄公河平台（Simandjuntak，1986）。在分离和向西北方向位移的历史过程中，这些大陆块体被碎片化，形成了出现在班达海地区的微大陆。到新近纪时期，一些微大陆与班达海地区西缘的俯冲杂岩和蛇绿岩带发生碰撞。构造发散似乎主要受控于索龙断裂系统及其在该地区陡倾断层的延展带的走滑-转换断层位移（Simandjuntak，1986，1993）。
8.6.3. 新近纪特提斯型碰撞
邦盖-苏拉平台、图康贝西-布顿平台和湄公河平台向北偏西北方向移动的大陆碎片（微大陆）在新近纪时期与俯冲杂岩（CSMB）和蛇绿岩带（ESOB）发生碰撞。这种构造汇聚典型地属于特提斯型碰撞，其中这些平台在下伏蛇绿岩带和俯冲杂岩。目前，碰撞带以苏拉威西岛东臂的巴图伊逆冲断层沿线某些地方出现的新近纪混杂岩楔为标志（Simandjuntak，1986）。这种碰撞的特征是不产生火山弧，并且在几何上没有形成弧前和弧后盆地环境（Simandjuntak，1988）。这种碰撞的最终产物特征在于蛇绿岩套向微大陆边缘的逆冲（向上推挤）以及俯冲杂岩（CSMB）向上逆冲到西苏拉威西岛岩浆弧之上（Simandjuntak，1991；Bergman 等人，1996）。巴布亚新几内亚蛇绿岩带也通过逆冲构造就位（Davies，1976）。在这次碰撞结束及随后，在新近纪晚期发生了以摩拉石型沉积物为主的后造山粗碎屑沉积。摩拉石大多为海相，但部分为陆相，这由透镜状褐煤的出现所表明，这些褐煤似乎是在孤立的、断层控制的类似地堑的盆地中堆积起来的，特别是在中苏拉威西岛的内部。至少部分海相摩拉石似乎沉积在海底扇的环境中。
8.6.4. 第四纪双向对冲碰撞
目前，在米纳哈萨-桑吉赫火山弧及其附近活跃的火山活动似乎是由苏拉威西岛北部在新近纪形成的双向对冲俯冲所引发，并在第四纪重新活动。板块汇聚以苏拉威西海的南偏东南方向倾斜的俯冲地壳在苏拉威西岛北臂下方与马鲁古海的西向倾斜的俯冲地壳在北部及其沿巴图伊逆冲断层向南延伸相耦合为标志，其中邦盖-苏拉平台在下伏苏拉威西岛东臂的东苏拉威西岛蛇绿岩带（Simandjuntak，1991）。基于微震分析，McCaffrey 等人（1983）认为南部碰撞可能在现在被（重新）激活。苏拉威西岛东臂南部沿岸至少存在三个阶地的第四纪礁灰岩，证明了板块汇聚的重新激活和该地区的快速抬升。
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