印度尼西亚地质学/小巽他群岛
小巽他群岛（LSI）是指位于爪哇岛东部和班达群岛之间的一组小岛，属于西班达弧的一部分。在地质上，它们构成由第三纪火山弧形成的内外弧，其中一些年轻的火山仍在活动。该弧是一个面向南方的岛弧，是印度尼西亚苏门答腊-爪哇岛弧系统的东部延伸（Cardwell and Isack 1981）。根据板块构造理论，LSI中形成的火山系列是由于印度-澳大利亚洋壳俯冲到LSI下方造成的，据解释，来自俯冲洋壳的熔融岩浆源约为165-190公里深（Hamilton 1979）。
LSI中暴露的最古老岩石是中新世。而岛屿的西部（巽他弧）常见中生代地层（Foden and Varne 1981, Katili 1975）。这表明该弧是印度尼西亚群岛中相对年轻的构造产物。
火山、地震和活动构造特征之间的系统关系可以更好地理解LSI目前的构造活动。虽然这些现象主要被认为是由于印度-澳大利亚板块的岩石圈俯冲到班达弧下方造成的，但俯冲过程在俯冲带的各个地方都不一样。这些导致了弧线沿线的不同类型的火山成分和构造样式。
小巽他群岛（LSI）被定义为位于爪哇岛东部和班达弧西部之间的一个区域，由一组小岛和盆地组成（图1）。从地貌上看，它西部与爪哇岛接壤，东部与班达弧接壤，北部与弗洛勒斯海接壤，南部与印度洋接壤。在地质上，小巽他群岛（LSI）位于班达弧的中心，由形成地背斜的年轻火山构成。根据板块构造理论，LSI中形成的火山系列是由于印度-澳大利亚洋壳俯冲到LSI下方造成的，据解释，根据汉密尔顿的构造图（1979），熔融岩浆的来源约为165-200公里深。
在板块构造环境方面，印度尼西亚群岛位于三大板块的三重交汇处，它们分别是印度-澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋板块（图2）。三大板块的相互作用造成了复杂的构造活动，尤其是在位于印度尼西亚东部的板块边界。LSI主要是在上第三纪印度-澳大利亚板块俯冲到巽他-班达弧下方时形成的，这种俯冲形成了LSI的内火山弧。然而，LSI火山岩的化学分析存在差异。东巽他地区的火山弧直接位于洋壳之上，两侧都被洋壳包围，其熔岩的化学特征与弧线西部熔岩有所区别（Barber et al 1981）。汉密尔顿（1979）认为内隆起由上新近纪钙碱性岩石构成。
LSI内班达弧火山岩中，已知最古老的岩石是早中新世，发现于地震倾斜带上方约150公里处（Hamilton 1979, Audley-Charles 1981）。Hatherton和Dickinson（1989）绘制了非常活跃的贝尼奥夫带，并由汉密尔顿（1978）更新（图3）。爪哇地区的地震活动延伸到最大深度约600公里。这表明属于澳大利亚/新几内亚板块的洋下岩石圈在班达弧下方俯冲，而帝汶对面的早中新世火山活动停止表明帝汶与阿洛尔和维塔尔发生碰撞，之后所有洋壳都被俯冲消耗。
从爪哇到巴厘岛、龙目岛、松巴哇岛、弗洛勒斯岛、维塔尔岛到班达岛，这个火山链上的岛屿规模逐渐减小。这种减小现象，在维塔尔岛以东最为明显，可能反映了俯冲的海底规模，这意味着维塔尔岛以西的倾滑运动更加重要，而维塔尔岛以东的走滑运动越来越重要。或者，这可能是因为维塔尔岛以东的现存火山弧更年轻，也许维塔尔岛以东的原始火山弧已经被澳大利亚大陆边缘覆盖（Bowin et al. 1980）。
根据板块构造理论，LSI可以分为四个构造单元，从北到南依次为（图4）：背弧单元，由弗洛勒斯海占据；内弧单元，由一系列火山岛组成，包括巴厘岛、龙目岛、松巴哇岛、科莫多岛、林卡岛、弗洛勒斯岛、阿多诺拉岛、索洛尔岛、隆布伦岛、潘塔尔岛、阿洛尔岛、坎宾岛和维塔尔岛；外弧单元，由丹娜岛、赖久岛、萨武岛、罗蒂岛、塞马乌岛和帝汶岛等非火山岛形成；前弧单元，位于内弧和外弧之间，是龙目岛盆地和萨武岛盆地等深盆地的一部分。
本文主要讨论LSI内弧和背弧的地质和地球物理情况。其余部分将在本书的其他地方由另一位作者讨论。
III. 1 背弧区域
III.1.1 导言
LSI的背弧区域主要由弗洛勒斯海占据，可以分为三个地貌单元（van Bemmelen 1949）：弗洛勒斯海西北部、弗洛勒斯海中央盆地、弗洛勒斯海东部（见图1）。弗洛勒斯海中的测深线呈东西走向（见图1）。最突出的现象是对称的弗洛勒斯海洼地，这里的水深超过5000米。靠近火山弧，大陆架狭窄且非常陡峭，表明存在构造控制。
弗洛勒斯海西北部是一个宽阔而浅的平台，将苏拉威西南部和巽他陆架连接起来，水深不到1000米。弗洛勒斯海中央盆地呈三角形，三角形的顶点指向兰波巴坦火山的方向。而弗洛勒斯海东部由山脊和之间的海槽组成，将苏拉威西南部与南班达海西部海底巴图塔拉海岭连接起来。
III.1.2 背弧逆冲
在弗洛勒斯海，背弧逆冲现象引起了相当大的关注，人们提出了各种假设来解释其启动和驱动机制。Silver等人（1983）列出了其中一些假设，包括重力体作为唯一机制、现存地形或火山弧岩浆注入导致的重力扩展、导致背弧逆冲的低角度俯冲和碰撞应力。Silver等人（1983；1986）认为背弧逆冲是弧极性反转的前兆。
LSI背弧区域存在两个主要区域发生背弧逆冲（Silver et al. 1986; Prasetyo and Dwiyanto 1986）：一个在维塔尔岛和阿洛尔岛北部（维塔尔逆冲），另一个在弗洛勒斯岛和松巴哇岛北部（弗洛勒斯逆冲）。汉密尔顿（1979）认为这些背弧逆冲表明俯冲极性反转，因为难以俯冲澳大利亚浮力大陆边缘，而Silver等人（1983）将背弧逆冲的分布与前弧地壳的厚度联系起来。以松巴哇岛和帝汶岛为代表的厚前弧地壳分别与弗洛勒斯逆冲和维塔尔逆冲的形成相关。
III.1.3 地层和构造
地层
Silver等人（1986）将弗洛勒斯海盆地外坡和海沟沉积物划分为五个可识别的地震地层单元（图5），但并非所有单元都出现在所有剖面上。以下划分基于他们的描述。最低反射层（B）是不规则的、丘状的，被认为是声学基底。据推测，至少在14号线，该基底可能由年轻（上新世？）熔岩流组成，这与博内拉特群岛北部岛屿上火山产物的出现相一致。单元1直接位于基底之上，具有很高的反射率，厚度变化很大。在8-12号线上，该单元可以清晰地看到，并且可能向西变厚。单元1之上是一个反射率较差的单元2，推测是在远洋或半远洋环境下沉积的。单元3具有良好的层理，厚度变化很大，被解释为浊积岩沉积物。单元3之上是另一个反射率较差的半远洋层，通常构成斜坡层序的顶端。该单元出现在所有剖面上，在某些地方非常厚，尽管平均厚度几乎保持不变，为几百米。单元5由海沟浊积岩组成。这些单元出现在所有剖面上，但厚度和横向范围差异很大。
弗洛勒斯海西部靠近巴厘海盆地的地层框架可以用四个主要单元来描述（Guntoro 1999），分别是变质基底、裂谷前沉积物、裂谷同步沉积物和裂谷后沉积物（图6a和b）。在一些地方，底辟侵入体到达裂谷后沉积物。底辟的运动与新近纪的挤压作用有关，导致了逆断层的形成。
构造
图6a和b所示的弗洛勒斯海西部的构造基于地震反射剖面（Guntoro 1999）。解释表明，古近纪存在裂谷构造，后来在新近纪经历了挤压构造，形成了逆向构造。该地震剖面可以用两个主要洼地（北部和南部）来描述，它们被龙目岛隆起隔开。构造可以识别为由褶皱、逆冲、块状断层、底辟侵入和岩浆侵入造成的。
从基底延伸至裂谷前沉积单元的较老逆冲断层，与白垩纪的压缩作用有关，该作用导致该区域隆起，随后发生侵蚀。从基底延伸至同裂谷沉积单元的正断层，与古新世-始新世的伸展作用有关，该作用产生了地垒和地堑构造。较年轻的逆冲断层，从基底延伸至裂谷后沉积单元，与正断层的再活化有关。逆转的时间可以从地震序列中观察到的弯曲推断出来，这些弯曲被确定为中中新世至上新世之后的时期。
图 7 显示了沿马里亚纳 09 线获得的地震、测深和重力数据，该线从南向东北穿过弗洛勒斯海，到达卡巴埃纳岛附近，总距离约 400 公里。地震剖面显示，该区域以一系列向下倾斜的基底块体和岩浆活动为主。弗洛勒斯隆起、弗洛勒斯逆冲断层、弗洛勒斯盆地、塞拉亚隆起、塞拉亚盆地、博内隆起、卡巴埃纳盆地和卡巴埃纳隆起都可以识别。沉积物在几个由海洋地形高地分隔的次级盆地中累积。主要有两种反射类型。第一种以圆形、锥形构造、不规则表面和高形态为特征，可以在塞拉亚隆起、博内隆起和卡巴埃纳隆起中看到。第二种反射类型与水平方向大致平行。在卡巴埃纳和塞拉亚盆地中，该反射被解释为指示平躺的沉积物，但在弗洛勒斯盆地中，反射比卡巴埃纳和塞拉亚盆地更平滑，它们可能标志着具有薄沉积覆盖层的玄武岩熔岩流。
摘要
从地层学和构造学的角度来看，很明显，LSI 的弧后单元具有不同的历史和演化。弗洛勒斯海西部与爪哇海盆地相似，其历史始于中生代。相反，弗洛勒斯海中部指示上新世年龄的年轻盆地。
III.2 弧内区域
III.2.1 简介
LSI 的弧内区域位于一个地背斜隆起（van Bemmelen 1949），其西部宽度约 100 公里，逐渐向东减小至约 40 公里。它由一排年轻的火山岛组成，长 1400 公里，连接着班达系统的火山内弧和爪哇-苏门答腊火山弧，它们分别是巴厘岛、龙目岛、松巴哇岛、科莫多岛、林查岛、弗洛勒斯岛、阿多诺拉岛、索洛尔岛、隆布伦岛、班塔尔岛、阿洛尔岛、坎宾岛和韦塔尔岛；van Bemmelen (1949) 将这排火山内弧分为东西两部分。东部（从罗芒到科莫多）代表帝汶造山带的火山内弧。而西部（从松巴哇到巴厘）与巽他山系爪哇部分的关系更为密切。
III.2.2 LSI 的地质
下面描述了龙目岛和松巴哇岛的地质和构造背景（qf. Foden and Varne 1981b）。龙目岛和松巴哇岛位于巽他弧的中心部分。最古老的露头岩石是中新世，这表明俯冲和火山作用开始的时间明显晚于西部的爪哇和苏门答腊，那里有大量的中生代晚期火山岩和侵入岩。这些岛屿位于巽他陆架的东缘，在一个地壳厚度明显迅速减小的区域（Curray 等人，1977）。该地区地壳的地震速度结构介于典型的海洋和大陆剖面之间，莫霍面似乎位于约 20 公里处（Curray 等人，1977）。这些因素倾向于表明龙目岛和松巴哇岛上喷发的岩浆在地壳污染的机会有限。此外，这些岛屿位于最东端巽他弧和西班达弧的那些部分的西侧，在那里与澳大利亚大陆板块的碰撞正在进行中。
所考虑的火山位于贝尼奥夫带之上 165 到 190 公里处（Hamilton 1979）（见图 3）。林贾尼火山、坦博拉火山和桑吉安阿皮火山仍然活跃，而桑格斯火山和索罗蒙迪火山是第四纪的侵蚀锥（Sudrajat 1975）。最东部的松巴哇火山（桑吉安阿皮）和弗洛勒斯活跃火山线之间，活跃火山线存在明显的偏移。这表明一条主要的横向断层横跨松巴哇岛和弗洛勒斯之间的弧。奥德利-查尔斯（1975）认为，这一特征代表着东部和西部巽他弧之间的一个主要构造不连续性（松巴断裂）。此外，赫德瓦里（1978）和里特斯玛（1954）发现龙目岛和松巴哇岛以南地区缺少浅层和中层地震活动，他们将其解释为巽他弧带发生明显断裂的迹象。
断裂和褶皱导致龙目岛盆地东部强烈变形，其特征是块状断裂、页岩底辟和泥火山（Prasetyo 1992）。阿博特和查莫伦（1978）认为，韦塔尔岛是中新世晚期由岛弧的一部分形成的，并在上新世-第四纪发生了巨大的隆起。
III.2.3 地层学
LSI 弧内区域的地层可以在表 1 和 2 中看到（Suwarno and Noya 1985）。以下地层描述引用自这些作者。最古老的露头岩石是早中新世火山岩，包括在海洋环境中沉积的安山岩-玄武岩角砾岩火山单元。该单元与凝灰质砂岩单元（出现在鲁腾岛、恩德岛、隆布伦岛和松巴哇岛）和石灰岩单元（出现在科莫多岛和松巴哇岛）互层，这两个单元也互层。与早中新世火山岩整合，但在其他一些地区不整合，是礁单元（出现在巴厘岛、龙目岛、松巴哇岛、科莫多岛、鲁腾岛）和熔岩英安岩单元（出现在龙目岛、科莫多岛、鲁腾岛、阿洛尔岛和韦塔尔巴拉特岛）。礁单元和英安岩单元与上部凝灰质砂岩互层（在巴厘岛）。中中新世晚期的玄武岩-花岗岩岩脉侵入所有上述岩石单元。
不整合覆盖凝灰质砂岩单元、礁单元和英安岩熔岩的是安山岩-玄武岩凝灰岩单元（出现在松巴哇岛、鲁腾岛、恩德岛、隆布伦岛、阿洛尔岛和韦塔尔巴拉特岛）、珊瑚礁单元（出现在松巴哇岛、科莫多岛、鲁腾岛、恩德岛、隆布伦岛）和安山岩-玄武岩熔岩单元（出现在阿洛尔岛、隆布伦岛、阿洛尔岛和韦塔尔巴拉特岛、韦塔尔岛），这三个单元互层，还有瑙曼唐组（在韦塔尔岛）。安山岩-玄武岩凝灰岩单元、珊瑚礁单元和安山岩-玄武岩熔岩单元的时代为中新世晚期至上新世，而瑙曼唐组的时代为中新世晚期。
在 LSI 的东部，一些闪长质-花岗闪长质侵入岩是安山岩-玄武岩熔岩单元和瑙曼唐组的一部分。向西（巴厘岛），相当于安山岩-玄武岩凝灰岩单元、珊瑚礁单元和安山岩-玄武岩熔岩单元的是塞拉坦组（Msl），它由整合覆盖乌拉坎组（Mu）的石灰岩组成。建议整合覆盖塞拉坦组的是普拉帕塔贡组（Ppa）和普拉基火山岩（Pp）。普拉帕塔贡组和普拉基火山岩之上整合覆盖的是阿萨组（Pa），它由火山岩组成，局部含碳酸盐。
不整合覆盖该地区的大部分是古老的火山产物（Qtv、Qot 和 Qv），包括上新世-第四纪的熔岩、角砾岩、集块岩和安山岩砂质凝灰岩。
LSI 中的火山活动一直持续到今天。其结果可以观察到由安山岩-玄武岩岩石（qhv、Qyt、A、B、P、Qbb、Qvb、Qvc、Qvd、Qve）构成的火山锥。这些火山在陆地和近海生长良好。
被认为是年轻产物的岩石是珊瑚礁（Ql）、阶地（Qt、Qct、Qalk）以及冲积沉积物和海滩（kW/qAL）。所有这些岩石都是不整合覆盖周围岩石的。
在巴厘岛和龙目岛可以看到强爆炸的火山活动，其结果是火山洼地，例如布扬-布拉坦火山洼地、巴图火山洼地、林贾尼火山洼地。巴图火山洼地的形成大约在 22,000+/-1500 年前。
III.2.3 地质历史
基于以上地层学和构造数据，Suwarno 和 Noya (1985) 提出了 LSI 弧内区域的地质历史。地质历史始于早中新世，当时该地区构成一个盆地。第一个沉积是形成凝灰质砂岩和石灰岩的碎屑沉积物，这些沉积物沉积在深度约 20-100 米（浅海）的海洋环境中。在这些碎屑沉积物沉积之前，该地区受到海洋火山活动的影响，形成了安山岩-玄武岩火山岩，被称为安山岩-玄武岩角砾岩火山岩。这种火山活动表明 LSI 中导致火山弧的俯冲最初发生在中新世之前，至少发生在渐新世-中新世（Katili 1975）。
在中中新世，安山岩-玄武岩火山活动减少，但被英安岩-流纹岩成分物质的出现所取代。它们以英安岩熔岩单元、上部凝灰质砂岩单元、礁石灰岩单元和穆拉坎组（Mu）的上部为代表。
在中中新世，松巴哇岛和科莫多岛局部存在构造活动，安山岩-玄武岩角砾岩与礁石灰岩单元和英安岩熔岩单元之间存在不整合。
在中中新世晚期至上新世早期，存在构造活动，导致隆起、断裂和褶皱，走向为 NE-SW 至 NNW-SSE，并伴随各种成分的岩浆活动。从龙目岛到韦塔尔岛，这一事件造成明显的缺失，但在巴厘岛，这一事件并不明显。在巴厘岛，海洋沉积沉积一直持续到上新世，甚至第四纪，形成了苏加组、塞拉坦组、普拉帕塔贡组和普拉基火山岩。从这一事实可以推断，龙目岛和巴厘岛之间被一条走向为 N-S 的断层切断，龙目岛上升，巴厘岛下降。
Post early Upper Miocene, all area from Sumbawa to Wetar experienced subsidence. In contrast Lombok was part of a high separated basin in the eastern part (Sumbawa to Wetar) and in the western part (Bali), so it is suggested that Lombok was a high. In the eastern basin, there were deposition of tuff, tuffaceous sandstone and limestone, which are grouped in the andesitic-basaltic tuff unit and reef limestone unit with neritic-bathyal environment. Whilst in Wetar and Bali occurred marine volcanic activity producing lava, breccia, agglomerate and tuff in basaltic-andesitic and dacitic composition with calcareous intercalation. These rocks are grouped into andesitic-basaltic lava unit and Naumantang formation. This deposition activity lasted up to Early Pliocene whereas in general volcanic activity on Early Pliocene wanned and produced tuff only.
在上新世-第四纪，松巴哇岛-韦塔尔岛盆地隆起，在上新世晚期或第四纪早期形成了中等强度-强烈的褶皱。在那段时间，火山活动再次增强，形成了安山岩-玄武岩火山岩（Qtv、Qot），局部产生似辉长岩-正长岩（Qv ls/le），如在松巴哇岛。
在上新世晚期至第四纪，巴厘岛也隆起，随后发生火山活动，形成了非海相安山岩-玄武岩火山岩（Qd、Qba、Qsv）。这也在龙目岛（v1、v2、v3）和松巴哇岛-韦塔尔岛（Qtv 和 Qvb 的上部、Qvs、Qvsa、Qvl、Qvm、Qvyo、Qv ls/le、Qvd 和 Qvg）发生。巴厘岛局部还沉积了巴拉萨里组（Qp）的砾岩、砂岩和珊瑚礁。
在第四纪晚期，所有地区都隆起，随后发生断裂和褶皱。中新世至上新世岩石单元显示出走向为 NE-SW 至 NW-SE 的断裂。
第四纪晚期或全新世早期，火山活动一直持续到今天，标志着 17 座活火山的出现（图 3）。这一事实与印度-澳大利亚洋板块的运动密不可分。巴厘岛-松巴哇岛的火山占据着弧的北部，而弗洛勒斯岛的火山占据着弧的南部。这种火山活动产生了安山岩-玄武岩火山岩，这些岩石被归类为年轻火山岩（Qhv、Qyt、Qpb、Qvb、Qvc、Qvd、Qve、A、B、P），并覆盖了一些较老的岩石。
海滩和河流阶地（Qt 和 Qct）、隆起的湖泊沉积物（Qalk）和珊瑚礁（Ql）的存在表明，该地区至今仍在隆起。对于巴厘岛来说，第四纪隆起形成了巴拉萨里组。隆起运动可能仍在继续，导致巴厘岛倾斜，北部比南部更陡峭。
IV. 火山活动和成分
[edit | edit source]IV.1 简介
LSI 频繁的地震震动和活火山表明该地区存在活跃的构造活动，这是由于印度-澳大利亚板块持续向弧形地带俯冲所致。然而，在俯冲带的东部，在阿洛尔和韦塔尔，火山自更新世以来已经不再活跃，这被认为是由于澳大利亚北部边缘与弧形地带碰撞导致俯冲停止所致。
许多学者认为巽他岛弧和班达岛弧是连续的。然而，其他学者认为它们是断续的。为了支持这种观点，提出了一些假设，如下所述。Cardwell 和 Isack（1978）在震级记录中没有发现重大断裂的证据。然而，Audley-Charles（1975）提出苏门答腊岛和弗洛勒斯岛之间的松巴断裂是这两个岛弧的结构断裂带。西村等（1981）提出，一个主要的构造断裂将东印度尼西亚与西印度尼西亚分开，位于苏门答腊岛和弗洛勒斯岛之间，这种观点是基于对地球物理、地球化学和海底地貌特征差异的调查。苏门答腊岛和弗洛勒斯岛之间的区域布格重力异常模式发生了显著变化（Chamalaun 等，1976）。弗洛勒斯岛以东，在班达岛弧外缘存在东西向重力异常，在北部具有高正值。苏门答腊岛以西，也存在与爪哇海沟系统相关的東西向重力异常，但该区域的重力值从南部的高正值向北部递减，逐渐变为低值或负值。在这两个梯度相反的区域之间，存在等高线呈南北走向的区域。在地球化学研究中，龙目岛、苏门答腊岛和巴厘岛的第四纪火山岩的化学特征与弗洛勒斯岛存在差异。巽他岛弧下方地震震动的分布断裂表明，印度洋板块在此段弧形地带的俯冲仍在积极进行。而，班达岛弧西段缺乏浅层震动，表明苏门答腊岛以东的俯冲已经停止。火山弧的趋势断裂，断裂带东侧的火山相对于西侧的火山向南偏移。这种偏移发生在苏拉威西岛发现的帕鲁-科罗横向断裂带的延伸带上。
IV.2 火山成分
巽他岛弧因印度洋-澳大利亚板块的汇聚变化而变得复杂，该板块在帝汶岛以西是洋壳，在东部是厚度为 40 公里的陆壳，在帝汶海槽轴线上被压低了 3 公里（Bowin 等，1980）。从巴厘岛到弗洛勒斯岛的活火山的存在表明与俯冲相关的火山活动。然而，在阿洛尔和韦塔尔，火山活动已经不再活跃。这表明俯冲的几何形状在整个弧形地带并不均匀。内班达岛弧中阿洛尔和韦塔尔岛的火山活动在早中新世时期停止，这是由于澳大利亚大陆边缘与该部分弧形地带发生碰撞所致（Audley-Charles，1980）。Hutchison（1981）发现，弧形系统周围火山的化学特征可以与它们的构造环境直接相关。影响熔岩成分的因素包括下方贝尼奥夫带的深度以及火山是在大陆地壳上还是在洋壳上形成。龙目岛和苏门答腊岛弧的第四纪-近期火山的岩石学和地球化学很特殊，因为火山弧直接位于洋壳上（Foden 和 Varne，1981b）。洋壳出现在弧形地带的两侧。下方贝尼奥夫带在火山下方约 165 公里至 190 公里深。火山岩的成分从钙碱性到高钾性不等，但它们的成分与下方贝尼奥夫带的深度之间没有相关性。由于弧形地带周围没有大陆物质，因此高钾的钾质白榴岩不能归因于大陆物质的污染。他得出结论，熔岩成分的变化只能归因于源区的不均匀性。
在龙目岛，林贾尼火山位于爪哇海沟以北约 300 公里，位于活跃的北倾贝尼奥夫地震带之上约 170 公里（Hamilton，1979）。Foden 和 Varne（1981）基于具有极低 Ni 浓度和低 Mg/Mg+Fe 的安山岩的成分，他认为林贾尼岩套是地幔起源的，但所有安山岩和英安岩以及许多玄武岩可能都因分异结晶过程而发生了改变。简而言之，Foden 和 Varne 得出结论，林贾尼钙碱性岩套，在许多方面与环太平洋火山喷发的许多岩套相似，可能是由龙目岛下方活跃贝尼奥夫带之上覆盖的地幔楔的部分熔融形成的。
LSI 及其周边地区被认为是高地震活动区域，该地区记录了多次与海啸相关的重大地震。图 3 显示了该地区 1900 年至 1988 年的地震分布，震级范围从 3 级到 7 级里氏震级（Ismanto 和 Prajuto，1989）。图 2 还显示了地震的深度和震级，南北方向上震源深度可达 550 公里，但其他报告提到震源深度可达 720 公里。地震分布表明，澳大利亚板块以约 63 度的倾角向北俯冲，同时，由于俯冲反转极性，弗洛勒斯海的洋壳也向南俯冲（参见 Ismanto 和 Prajuto，1989 的图 1）。
1. LSI 可以分为四个结构构造单元，分别是：弧后单元、内弧单元、前弧单元和外弧单元。每个单元具有不同的地层和结构样式。2. 从 JS 25-1 井的信息来看，中央龙目岛地块存在基底杂岩。这些基底被认为是巽他陆块东南边缘形成的晚白垩世增生杂岩的一部分。而弗洛勒斯海的基底可能由年轻（上新世）的熔岩流（Silver 等，1986）和薄的沉积盖层组成。3. 弗洛勒斯海西部的构造经历了三个主要构造事件，分别是白垩纪地壳压缩、古近纪地壳伸展和新近纪反转。自白垩纪以来，由不同的盆地几何形状、断层类型和结构变形所表明的这些结构机制之间的变化，暗示着板块内应力或板块边界和运动的变化，这些变化可以与巽他陆架东南部的俯冲和碰撞演化相关联。4. 弗洛勒斯海存在与该地区约 30 公里深的高地震活动相关的逆冲断层，表明弧形地带反转极性的初始阶段，即弗洛勒斯海的洋壳向南俯冲至 LSI。这被解释为由于印度-澳大利亚板块在南部向 LSI 俯冲受阻所致。5. 基于岩性、沉积环境和年代的相似性，推断 LSI 区域在早中新世-晚中新世时期是一个盆地。晚中新世之后，巴厘岛成为了东部盆地以外的一个独立盆地，并被龙目岛上的隆起隔开。6. 该地区地壳的地震速度结构介于典型的洋壳和大陆剖面之间，莫霍面位于约 20 公里处（Curray 等，1977）。
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