印度尼西亚/苏门答腊的地质

苏门答腊岛是西北走向的地理特征，位于巽他大陆的西缘，是欧亚大陆板块的南部延伸（图 2.1）。苏门答腊岛面积约 435,000 平方公里，从北部的亚齐特区到南部的丹戎卡朗长约 1650 公里。其宽度在北部约为 100-200 公里，在南部约为 350 公里。该岛的主要地理趋势线相当简单。其脊梁是由巴里山脉形成的，它沿着西侧延伸。该地区将西海岸和东海岸隔开。印度洋的坡度通常很陡峭，因此西带大多是山区，但苏门答腊北部的两个低地海湾除外，它们大约 20 公里宽。该岛的东带覆盖着广阔的、起伏的第三纪地层和冲积低地。在亚齐的钻石角，这个低矮的东带约有 30 公里宽；在苏门答腊中部和南部，它的宽度增加到 150-200 公里。

据解释，苏门答腊岛是在晚前第三纪时期由离散的小大陆碰撞和缝合形成的（Pulunggono 和 Cameron 1984，Barber 1985）。如今，印度洋板块正在以每年 6 到 7 厘米的速度沿 N20oE 方向俯冲到欧亚大陆板块之下（图 2.2）。这个斜向汇聚带以活跃的巽他岛弧-海沟系统为标志，该系统从北部的缅甸一直延伸到澳大利亚板块与印度尼西亚东部发生碰撞的南部（Hamilton 1979）。苏门答腊的盆地构造与俯冲引起的非火山前弧和火山-深成岩后弧的存在直接相关，后者是该岛的形态-构造脊梁。

总的来说，该地区可以分为 6 个区域（图 2.1）

1. 巽他外弧隆起，位于巽他前弧盆地的活动边缘，将它与海沟斜坡隔开。

2. 巽他前弧盆地，位于增生的非火山外弧隆起（包括淹没部分）与苏门答腊的火山后弧之间。

3. 苏门答腊后弧盆地，包括苏门答腊北部、中部和南部盆地。该系统在巴里山脉山脚下形成了独特的凹陷。

4. 巴里山脉，占据该岛的轴心部分，主要由二叠纪-石炭纪到中生代岩石组成。

5. 苏门答腊岛弧内或山间盆地，由后来的隆起和侵蚀与这个以前沉积区分离，因此与前弧和后弧盆地具有相似的岩性。

2.1. 巽他外弧隆起

巽他非火山外弧隆起标志着西苏门答腊巽他前弧盆地的西缘。这条位于西苏门答腊海岸外 100 到 150 公里的岛屿和海底隆起链，形成了一个构造控制的地形隆起，宽度近 200 公里（Karig 等人，1979），从安达曼海延伸到爪哇东南方向。尼亚斯岛、锡默卢埃岛和巴尼亚克岛的岩性代表了巽他外弧隆起的一般地层。本章以尼亚斯岛和锡默卢埃岛为例，介绍了巽他外弧隆起的地质。

2.1.1. 尼亚斯岛（摘自 Situmorang, B & Yulihanto, B., 1992）

尼亚斯岛位于苏门答腊岛西海岸约 125 公里处（图 2.1），它经常被引用为增生复合体的典型模式（图 2.3）。尼亚斯的岩性分为两个主要单元，即奥约复合体和尼亚斯组（图 2.4）。这两个单元之间的接触面在野外尚未观察到。

2.1.1.1. 奥约复合体混杂岩

Moore 和 Karig（1980）将奥约复合体描述为构造混杂岩。在尼亚斯岛，奥约复合体的露头被视为孤立的岩块和巨砾，出现在河段、沿公路段和海岸露头。该复合体由沉积岩块组成，包括砾岩、砂岩和粉砂岩，以及次要的基性深成岩、枕状玄武岩和燧石（Harbury 等人，1990）。砂岩块是该岛西南部的主要碎屑类型，而枕状玄武岩和辉长岩构成了一些最大的岩块（直径高达 200 米），主要出露在尼亚斯岛西海岸（图 5）。

从结构上来说，沉积砾石是亚成熟的到成熟的碎屑，主要为次棱角状到圆形、分选良好的沉积物，并且要么是粒支撑的，要么是基质支撑的。在混杂岩存在的地方，滑坡经常发生，可以观察到奥约复合体的原生基质。在尼亚斯岛中部（莫伊河）和西南部的尼亚斯岛，混杂岩的良好露头暴露在外。基质形成了典型的鳞状粘土，具有高密度的弯曲抛光剪切面。奥约复合体的时代通过古生物学分析尚未确定。

2.1.1.2. 尼亚斯组

覆盖在奥约复合体之上，可能存在不整合接触，是一系列尼亚斯组的碎屑沉积物，从浅海到深海沉积物，在该岛东部沿线有很好的暴露（图 2.4 & 2.5）。它由粗粒到细粒砂岩、砾岩、泥岩、页岩和石灰岩组成。尼亚斯组的时代被以前的作者解释为早中新世-上新世。相反，Situmorang & Yulihanto（1992）的野外工作表明，尼亚斯组的下部是上渐新世。

2.1.2. 锡默卢埃岛

锡默卢埃岛略微偏离走向，位于尼亚斯岛的西北方向（图 2.1）。这个岛屿的地质与尼亚斯岛大体相似，即混杂岩覆盖在互层砂岩和粉砂岩层序之上，其中部分层序以生物碎屑石灰岩为主。虽然岩性确实存在差异，但这两个岛屿之间最显着的区别在于构造风格。

2.1.2.1. 西包辉长岩组

该岛上暴露的最古老岩石是由西包辉长岩组代表的（Situmorang 等人，1987；图 2.4）。西包辉长岩组主要由变质火成岩组成，以过渡性接触为主。蛇绿岩与该地区部分确定的重力高密切相关，表明基性火成岩形成了一个主要岩体，延伸到地下几公里深（J. Milsom，个人通讯，1990）。在该组中鉴定的岩性包括辉长岩、变质辉绿岩和变质火山岩，所有这些岩石中都含有丰富的绿泥石和绿帘石，表明这些岩石都是低级变质岩。岩石测年表明，西包辉长岩组和巴鲁混杂岩组在晚始新世到早渐新世之间发生了变质作用（Harbury & Kallagher, 1991）。

2.1.2.2 巴鲁混杂岩组

Situmorang 等人（1987）将巴鲁混杂岩组描述为与西包辉长岩组顶部玄武岩处于构造（逆冲）接触状态（图 2.4）。混杂岩中的岩块包括细粒的、含云母的砂岩，其中一些被压碎；非常坚固的、弱剪切的、含云母的泥岩；分选差的变质灰色岩；富铁变质辉绿岩；角砾状变质玄武岩；变质火山岩和富含方解石的、岩石碎屑和晶屑凝灰岩。混杂岩中的岩块直径可能超过 10 米。直径为 5-10 厘米的小岩块通常被包裹在含有一部分有机物的粘性蓝灰色粘土基质中，或被裂解的泥岩基质包裹。混杂岩块或粘土基质内的任何层理或其他沉积学特征都无法用于确定巴鲁混杂岩组的地层底部或顶部。混杂岩中不同岩性的岩块在露头区域的明显随机分布表明混杂岩是未分选的。该组的厚度估计约为 200 米。

2.1.2.3 艾曼尼斯石灰岩组

艾曼尼斯石灰岩组在锡默卢埃岛中东部形成了一个西北-东南走向的隆起。该组的厚度约为 260-350 米，由生物礁、生物堆（由原位珊瑚组成）和生物碎屑石灰岩组成。该组的大部分由生物碎屑石灰岩组成