0 引言
四川盆地侏罗系石油勘探始于1956年，历经常规石油勘探、致密油勘探和页岩油探索3个阶段，2016年以前以致密灰岩和砂岩为主要勘探对象，2017年以来，以页岩油理念开展新的评价工作，在中下侏罗统已取得阶段性突破[1]。四川盆地页岩油的早期勘探目标主要聚焦在下侏罗统大安寨段，自2017年以来，中国石油天然气集团有限公司和中国石油化工股份有限公司相继在四川盆地平昌地区和涪陵地区中侏罗统凉高山组（J2l）页岩层系获得突破[2⇓⇓-5]，展示出四川盆地东部（简称川东地区）凉高山组湖相页岩油气勘探的良好前景[5]。就陆相页岩油而言，中国已经在鄂尔多斯盆地三叠系延长组、准噶尔盆地吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组、玛湖凹陷二叠系风城组、松辽盆地白垩系青山口组和嫩江组、渤海湾盆地古近系孔店组和沙河街组等取得突破[5⇓⇓-8]。相较于上述地层，四川盆地侏罗系凉高山组由于埋藏较浅、砂体致密，在常规油气藏勘探阶段未受到足够重视。前人的研究大多聚焦于常规砂岩储集层和致密砂岩储集层的评价，例如凉高山组砂体的展布[9⇓⇓-12]、砂岩储集层的评价[13⇓-15]以及烃源岩评价[16]。
中侏罗世凉高山组沉积期是四川盆地中生代构造与沉积演化的重要转换阶段。早侏罗世自流井组沉积早期发育冲积扇—河流沉积体系和晚期湖泊三角洲沉积体系，沉积了珍珠冲段厚层砂砾岩与东岳庙段、大安寨段两套黑色页岩，在中侏罗世沙溪庙组沉积期转变为以河流相沉积体系为主的巨厚红色砂泥岩。早中侏罗世过渡期沉积体系的快速转变使得这之间凉高山组的沉积演化尤为关键。传统观点将凉高山组根据岩石颜色划分为下杂、中黑、上杂3段，对应湖侵—最大湖泛—湖退的演化序列[5,9 -10]。2020年以来，随着勘探的深入越来越多的学者对这种划分方法提出异议[12]，凉高山组沉积时期湖盆存在频繁的湖进湖退以及大范围迁移，其沉积演化比原先的认识更加复杂，明确优质页岩的分布及湖盆的演化规律对凉高山组页岩油气的勘探至关重要。同时，陆相湖盆演化背后的驱动机制是多元复杂的，其中周围造山带的构造演化对湖盆的演化往往起到控制作用。三叠纪后随着秦岭—大别造山带和扬子板块的南北向挤压，扬子板块北缘前陆盆地于早侏罗世形成，并在中侏罗世开始大幅度沉降。凉高山组沉积时期的盆山关系对研究中生代四川盆地演化尤为关键，然而相关研究较少，且不同学者的结论存在差异[17⇓⇓-20]。本文针对川东地区凉高山组通过野外露头测量、沉积相解释以及综合物源分析，结合井震资料，揭示研究区凉高山组沉积特征、湖平面升降以及物源性质，进而探讨沉积、物源的演化与盆山构造背景的关系。
1 研究区地质及地层概况
川东地区构造位置属四川盆地川东高陡断褶带，华蓥山以东至现今盆地东部边界。区域内构造褶皱强烈，发育一系列北东—南西向高陡背斜，背斜狭窄向斜宽缓（见图1 a）。川东地区高陡背斜核部遭受剥蚀出露三叠系或侏罗系，在向斜区内凉高山组埋深为500~2 000 m，地层保存完整，上覆残存上千米的沙溪庙组，而在背斜两翼凉高山组部分或完整出露。
中晚三叠世，伴随着勉略洋的关闭和秦岭造山带的隆升，四川盆地主体部分结束了海相沉积的历史，自晚三叠世开始接受陆相碎屑沉积。早中侏罗世陆相沉积自下而上包括下侏罗统自流井组（J1z）、中侏罗统凉高山组（J2l）和中侏罗统沙溪庙组（J2s）（见图1 b）。中侏罗统凉高山组在现今盆地范围内存在多个岩相分区，其同期异相地层在不同区域分别称为新田沟组和千佛崖组，本文将其统称为“凉高山组”，在地质年代上归属于中侏罗世的阿伦阶到巴柔阶[24]。
2 川东凉高山组沉积特征
2.1 岩相分类及特征
基于野外露头（见图2 ）的详细测量，根据岩石的粒度及沉积结构，将川东地区凉高山组沉积岩划分为块状杂色泥质岩、灰绿色纹层状泥质岩、暗色水平纹层泥质岩、块状粉砂岩、反粒序砂岩、交错层理砂岩6类岩相。
块状杂色泥质岩（Fm1）为无层理构造的杂色泥岩或粉砂质泥岩，内部无介壳或植物碎屑，表面风化后形成的不规则裂纹，为水上河道之间的较弱水动力环境（见图3 a）。灰绿色纹层状泥质岩（Fm2）的特征为毫米级粉砂质纹层或透镜体夹于灰绿色泥岩中，其形成环境为浪基面以下较弱水动力环境，例如滨浅湖水下分流河道间，或在深湖区由河流洪水引发的低密度重力流夹在湖相泥页岩中形成（见图3 b），其中偶尔见零星出现的介壳或较薄的介壳层，介壳完整多为顺层排列，为浪基面以下水体较深的还原环境中原地堆积（见图3 c）。暗色水平纹层泥质岩（Fm3）为毫米级薄纹层状灰色或黑色泥页岩，为弱水动力环境中由悬浮的黏土、粉沙、有机质等沉降形成，三者含量的差别体现为灰色到黑色颜色差异的湖泊纹层[25]，记录了季节性气候变化（见图3 c）。块状粉砂岩（Fs1）为厚度较薄（小于1.5 m）的粉砂岩、泥质粉砂岩，无明显层理构造，层面上往往延伸较远且厚度变化不明显，往往与湖相泥岩呈互层沉积，为浅水浪基面附近较弱的水动力环境堆积的砂体，例如滨浅湖河道间的滩坝或河道砂体远端（见图3 d）。偶尔见密集的介壳层，介壳多为顺层排列，单个介壳破裂或完整，为较浅水受波浪或水流作用堆积的薄层介壳滩;反粒序砂岩（Fs2）单层厚度为2~6 m，粒度具反韵律特征，被上覆砂体冲刷或夹在暗色泥岩中，见波状交错纹层或砂纹层理，为浅水浪基面附近较强水动力沉积环境，可能为河口坝沉积或与湖相泥岩互层的远砂坝或滩坝沉积（见图3 e）;交错层理砂岩（Fs3）的单层厚度往往在2 m以上，发育大型板状或槽状交错层理，中下部偶见飘浮状小砾石或撕裂状泥粒，砂体顶部见正粒序，砂体底面平直或下凸，具下切冲刷现象见底模构造，顺层方向砂体厚度往往变化较快，可以在短距离内快速尖灭，沉积环境解释为单向水流强水动力沉积环境，通常由河道沉积形成（见图3 f、图3 g）。
2.2 沉积相分类及特征
川东地区中侏罗统凉高山组主要沉积相类型包括三角洲相和湖泊相。
三角洲相以三角洲前缘以及三角洲平原亚相为主（见表1 ）。其中平原亚相发育分流河道和泛滥平原微相，分流河道岩性以灰白色、灰色交错层理粉砂、细砂岩为主，测井响应为微齿或齿状的中—高幅钟型或箱型。泛滥平原微相以块状杂色泥岩、粉砂质泥岩为主，局部可见钙质结核，测井响应为高自然伽马、低声波时差、低电阻率微齿或齿状或随着湖平面的升降呈现漏斗状或钟型。平原亚相地震特征表现为强振幅、低频率、同相轴连续。三角洲前缘亚相主要发育水下分流河道、河口坝、水下天然堤、分流间湾以及远砂坝（见图4 a、图4 b）。水下分流河道以中厚层灰绿色或浅灰色交错层理粉砂、细砂岩为主，其上下接触岩性为湖相深色泥页岩或粉砂岩，测井相为微齿或齿状的中—高幅钟型或箱型。河道砂体上部往往见中—薄层粉砂岩为水下天然堤沉积，测井相为低—中幅度指状。河口坝的上部通常被河道切割，岩性以反粒序粉砂岩或细砂岩为主，单层厚度为2~5 m，测井相为反韵律漏斗状。分流间湾以灰绿色纹层状泥岩、粉砂质泥岩为主，测井相为低幅度微齿线状。远砂坝是与分流间湾泥岩接触的块状或反粒序粉砂岩、泥质粉砂岩，测井相为低—中幅度指状。三角洲前缘亚相沉积的地震相特征为中—弱振幅、高频率、中等连续或断续。
表1 川东地区凉高山组沉积相种类、描述 |
| 沉积相 | 亚相 | 微相 | 描述 | 地震相 |
|---|---|---|---|---|
| 三角洲相 | 三角洲前缘 | 水下分流河道 | 岩性以中厚层灰绿色或浅灰色交错层理粉砂岩和细砂岩（Fs3）为主， 砂岩分选性较好，其上下接触岩性为湖相深色泥页岩或粉砂岩 | 中—弱振幅、高频率、中等连续或断续 |
| 河口坝 | 上部通常被河道切割，岩性以反粒序粉砂岩或细砂岩（Fs2）为主，单层厚度为2~5 m | |||
| 水下天然堤 | 河道砂体上部中—薄层粉砂岩（Fs3） | |||
| 分流间湾 | 岩性以灰绿色纹层状泥岩、粉砂质泥岩（Fm2）为主 | |||
| 远砂坝 | 与分流间湾泥岩接触的块状或反粒序粉砂岩、泥质粉砂岩（Fs1、Fs2） | |||
| 三角洲平原 | 分流河道 | 灰白色、灰色交错层理粉砂岩和细砂岩（Fs3）为主 | 强振幅、低频率、 同相轴连续 | |
| 泛滥平原 | 以块状杂色泥岩、粉砂质泥岩（Fm1）为主，局部可见钙质结核 | |||
| 湖泊相 | 滨浅湖 | 滩坝 | 与浅湖泥坪接触的块状粉砂岩或反粒序粉砂岩或细砂岩（Fs1、Fs2），单层 厚度大多不超过2 m，多呈互层型沉积，横向上厚度较稳定延伸较远 | 中—弱震幅、中—高频率、中等连续地震相 |
| 席状砂 | 夹在浅湖相泥岩中块状粉砂岩、泥质粉砂岩（Fs1） | |||
| 浅湖泥坪 | 以中—薄层深灰色或灰绿色纹层状泥岩、粉砂质泥岩（Fm2）为主，多与薄层 滩坝粉砂岩层或席状砂频繁互层，偶夹厘米—分米级粉砂岩或介壳层 | |||
| 半深湖 | 半深湖泥页岩 | 岩性以灰色、黑色水平纹层页岩（Fm2、Fm3）为主， 偶夹厘米级薄层粉砂岩或介壳层 | 强震幅、中等频率、 同相轴连续 |
湖泊相可分为滨浅湖、半深湖亚相（见表1 、图4 c）。滨浅湖滩坝是与浅湖泥坪接触的块状粉砂岩或反粒序粉砂岩或细砂岩，单层厚度大多不超过2 m，多呈互层型沉积，横向上厚度较稳定延伸较远，测井相响应特征多为齿状漏斗型，薄层滩坝呈中—高幅度指状;滨浅湖席状砂是夹在浅湖相泥岩中块状粉砂岩、泥质粉砂岩，测井相为中幅度指状。浅湖泥坪以中—薄层深灰色或灰绿色纹层状泥岩、粉砂质泥岩为主，多与薄层滩坝粉砂岩层或席状砂频繁互层，偶夹厘米—分米级粉砂岩或介壳层，测井特征表现为高自然伽马、高声波时差、低电阻率的微齿状或指状。滨浅湖亚相的地震反射特征为中—弱震幅、中—高频率、中等连续地震相。半深湖亚相岩性以灰色、黑色水平纹层页岩为主，偶夹厘米级薄层粉砂岩或介壳层，测井相响应特征为高自然伽马、高声波时差、低电阻率，中—微齿状，其地震反射特征表现为强震幅、中等频率、同相轴连续。
2.3 凉高山组沉积期湖盆演化
2.3.1 湖平面升降变化及层序划分
陆相湖盆迁移及湖水进退频繁，湖盆层序地层发育体系域特征不明显，难以识别三分体系域。本文采用两分的湖侵—湖退体系域划分方法来解释沉积层序充填样式。通过对野外剖面沉积特征的识别认为凉高山组湖盆经历了一次完整的湖侵到湖退的旋回，将其划分为一个三级层序。再基于沉积微相的纵向叠置关系，按照由三角洲平原—前缘—湖相与水深由浅至深的大致对应关系，识别出湖进/湖退半旋回，共识别出4个次一级湖平面升降旋回（见图2 ）。
旋回Ⅰ发生在沉积早期，这一时期川东南地区以泛滥平原沉积为主，砂质输入少;在川东北部地区凉高山组底部沉积了一套厚层河道砂体。在早期低水位之后湖平面在震荡中快速升高，为初次湖泛（FFS），沉积了第1套面积较广厚度较大（5~10 m）的湖相页岩，之后湖平面快速下降，在低水位时期以三角洲前缘砂体或滨浅湖滩坝砂体为主（见图2 ）。旋回Ⅱ是川东地区凉高山组最大湖泛时期（MFS），在3个剖面都可见1套厚层的黑色页岩，夹薄层浅湖相泥岩、砂质或介壳滩坝（见图2 ）。最大湖泛之后，川东北和川东南部地区沉积差异性明显，在川东北地区旋回Ⅲ和旋回Ⅳ的沉积厚度较大，湖平面在震荡中缓慢降低，并伴有较强的物源输入。旋回Ⅲ沉积时期川东北沉积特征为多套薄层湖相泥页岩（单层厚度1~5 m）与滨浅湖滩坝砂体、三角洲前缘河道砂体等频繁互层（见图2 ）。该时期湖盆水位较低，在中后期沉积了多套厚层河道砂体，表明该区域有较强的物源输入。旋回Ⅳ时期在川东北部有小规模的湖泛，沉积了多套薄层的湖相页岩，并在沉积末期快速湖退，进入沙溪庙组之后湖盆消亡，该时期物源的输入较前一阶段明显减弱。川东南部地区旋回Ⅲ和旋回Ⅳ的沉积厚度较小，在最大湖泛之后湖盆快速消失，剖面中上部以滨浅湖沉积为主，碎屑物源输入较弱（见图2 ）。
从野外剖面沉积特征对比可以看出，川东地区凉高山组在经历的初始湖侵和最大湖泛期之后湖盆中心发生了迁移，致使南北差异性增强，直至沙溪庙组沉积开始湖盆在川东地区完全消亡（见图2 ）。
2.3.2 凉高山组湖盆的演化及迁移
将研究区与其他地区对比发现凉高山组从川中到川东地层明显加厚（见图5 ）。川东地区凉高山组地震剖面包含4组波峰-波谷的同相轴，自下而上对应湖平面4次旋回。从地震相特征可以发现，凉高山组早期（旋回Ⅰ—Ⅱ）湖盆主要发育在川东地区，其中旋回Ⅰ湖盆主要发育在川东地区东部，深湖区主要分布在现今川鄂燕山期褶皱带前丰都一带，推测湖盆可能与现今盆地外围相连;旋回Ⅱ时期湖盆在川东地区分布面积较广，一直延伸至盆地东缘，向西南方向尖灭于华蓥山高陡构造中;旋回Ⅲ沉积时期凉高山组湖盆在盆地范围内发生了迁移。湖盆的沉积中心由研究区迁移至川中地区;旋回Ⅳ是湖盆震荡并最终消亡阶段，其湖相泥页岩在研究区的特征表现为沉积面积广但厚度较薄，纵向上发育1~3套薄层湖相泥页岩。
3 沉积物源特征及演化
本次研究在物源分类的基础上，综合运用重矿物分析、镜下观察、碎屑锆石定年方法明确了不同物源类型对应的母岩性质及物源区位置。
3.1 川东地区凉高山组物源分类
研究区凉高山组重矿物组合特征在时空上存在显著变化，来自同一物源区的沉积物具有相似的重矿物组合特征（见图2 ）。为定量表征样品之间的相似程度以及深入挖掘重矿物组合特征的信息，本文使用Q型聚类分析法[26]对样品进行相似程度分析。根据重矿物特征的相似程度可以将研究区凉高山组物源划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ共3类（见图6 ）。
对比不同物源类型锆石年龄的分布概率密度以及累积年龄分布特征（见图7 ）可以发现不同物源类型的锆石年龄分布具有较明显差异，而同一物源类型的锆石年龄分布特征接近，进一步证实分类的合理性。
3.2 母岩性质
凉高山组砂岩以长石岩屑砂岩和岩屑砂岩为主，其中长石以酸性斜长石为主，石英颗粒常见港湾状边缘，内部含有不规则包裹物，并且突变消光，属于火山岩为母源的石英。岩屑的成分则直接反映了物源区的岩石类型，川东地区凉高山组砂岩岩屑成分复杂，以酸性喷出岩岩屑为主（见图8 a、图8 b），含大量变质岩和沉积岩岩屑（见图8 c、图8 d）。通过大量薄片观察发现Ⅰ、Ⅱ类物源以火成岩岩屑为主，Ⅲ类物源中变质岩、沉积岩岩屑含量明显升高（见表2 ）。
图8 川东地区凉高山组岩石颗粒特征照片（样品位置见 |
表2 川东地区凉高山组重矿物组合类型、特征及母岩性质 |
| 物源类型 | 岩屑特征 | 主要矿物 | 次要矿物 | 少量矿物 | 推测母岩性质 |
|---|---|---|---|---|---|
| Ⅰ类 | 酸性火成岩岩屑为主， 含沉积岩、变质岩岩屑 | 锆石、白钛石 | 金红石、褐铁矿、 石榴子石、电气石 | 锐钛矿、磷灰石、独居石、 铬尖晶石、辉石 | 酸性火成岩（花岗岩）， 变质岩次之 |
| Ⅱ类 | 酸性火成岩岩屑为主， 含沉积岩、变质岩岩屑 | 锆石、石榴子石 | 磷灰石、白钛石、电气石 | 金红石、锐钛矿等 | 中酸性火成岩和变质岩 |
| Ⅲ类 | 变质岩岩屑为主， 含沉积岩、火成岩岩屑 | 绿帘石、石榴子石 | 锆石、磷灰石、白钛石 | 金红石、榍石、 电气石、褐铁矿 | 以变质岩为主， 中—酸性火成岩为辅 |
根据重矿物种类可以间接推测母岩的性质。主要重矿物中锆石主要产自酸性火成岩中，由于其性质稳定抗风化能力强也大量出现在沉积岩和变质岩中;白钛石是隐晶质锐钛矿物、金红石、板钛矿、赤铁矿的混合物，多见于次生花岗岩中;金红石和石榴子石主要来自变质岩类;铬尖晶石主要产于片岩、蛇纹岩及相关岩石中;磷灰石、电气石等主要产自中酸性火成岩和变质岩;绿帘石主要次生于花岗岩类和火成岩中。
根据岩屑和重矿物组合特征可以推测出Ⅰ类物源母岩以酸性火成岩（花岗岩）为主，变质岩次之;Ⅱ类物源母岩以中酸性火成岩和变质岩为主;Ⅲ类物源母岩以变质岩为主，中—酸性火成岩次之（见表2 ）。
3.3 物源区位置
如图7 所示，Ⅰ类物源的锆石年龄分布与其他两类差异较明显，包含大量新元古代年龄锆石，同时不含晚于三叠纪年龄，而早于中元古代的老锆石数量相对较少（见图7 a）;Ⅱ类物源与Ⅲ类物源的锆石年龄分布具有一定相似性，推测两者具有一定混源，前者特征为包含大量晚三叠世年龄锆石，同时含有侏罗纪锆石（见图7 b），后者不含有侏罗纪锆石，而包含更多中元古代以及更早年龄的锆石（见图7 c）。
研究区凉高山组碎屑锆石的年龄分布特征与秦岭造山带从元古宙至中生代复杂的基底形成、洋壳开启、洋壳俯冲、陆陆碰撞及陆内造山等构造过程在年龄上极其相似，可判断秦岭造山带是主要的母岩区域。碎屑锆石年龄的峰值对应了秦岭造山带新太古代—古元古代扬子板块和秦岭造山带基底（距今1 500~2 000 Ma、距今2 100~3 000 Ma）、新元古代与Rodinia 超大陆裂解相关物质（距今700~1 000 Ma）、晚加里东期—早海西期北秦岭俯冲造山-构造岩浆作用的物质（距今300~500 Ma）、晚海西—印支期秦岭俯冲碰撞岩浆活动的产物（距今210~300 Ma）、燕山期陆内造山岩浆活动产物（距今160~200 Ma）[30⇓-32]。与现今秦岭造山带不同时期形成的岩浆岩以及变质岩的分布区域对比可以推测出3类物源类型的母岩分布范围。新元古界花岗岩主要分布在扬子板块北缘汉南—米仓山一带[33]，因而推测该区域是Ⅰ类物源的主要母岩区;上三叠统岩浆岩主要出露在南秦岭中部，而侏罗纪花岗质岩浆活动主要发生在东秦岭北部以及北秦岭地区，推测Ⅱ类物源的主要物源区为南、北秦岭中部;前寒武系变质岩在秦岭造山带广泛分布在大巴山地区、东秦岭以及扬子板块北缘，但东秦岭地区距离沉积区较远且分布有侏罗系花岗岩，再结合凉高山组沉积末期—沙溪庙组沉积时期北大巴山快速隆升的地质背景[20,34⇓ -36]，推断Ⅲ类物源的主要物源区是北大巴山以及邻近的扬子北缘地区。
4 秦岭造山带构造作用对凉高山组沉积演化的控制作用
凉高山组沉积早期盆地沉降中心位于川东地区，湖盆中心与沉降中心一致。湖盆初始湖泛时期（旋回Ⅰ）湖泊范围局限在川东地区东部，物源主要来自扬子板块北缘其次为南秦岭中部，为近距离物源，说明这一时期秦岭造山带与扬子板块的挤压碰撞使得扬子北缘到南秦岭地区隆升，其剥蚀作用为川东地区提供了大量碎屑物质（见图9 a）。旋回Ⅱ沉积时期秦岭地区南北向构造挤压增强，前陆盆地前渊带在川东北地区形成，使得湖泊向北快速扩张，同时南北秦岭持续的隆升使得研究区物源性质也发生了变化，南北秦岭地区成为最主要的物源区，后期北大巴山开始发生隆升使得该地区古老变质岩和沉积岩开始为研究区供源（见图9 b）;最大湖泛之后（旋回Ⅲ—Ⅳ）北大巴山持续隆升，使得该地区成为主要物源区，同时湖盆沉积中心迁移至川中，使得湖盆沉积中心与沉降中心不一致（见图9 c），湖盆的迁移原因还需要结合全盆地的构造及气候背景进一步明确。总的来说，中侏罗世凉高山组沉积期是一个从早侏罗世前陆盆地平静期到中晚侏罗世前陆盆地快速发展时期的过渡阶段，其湖盆以及物源的时空变化对应了这一时期秦岭造山带的构造演化。
5 结论
川东凉高山组可划分为块状杂色泥质岩、灰绿色纹层状泥质岩、暗色水平纹层泥质岩、块状粉砂岩、反粒序砂岩、交错层理砂岩6种岩相类型。沉积相以三角洲、湖泊相为主，三角洲相分为前缘和平原两种亚相，前者包含水下分流河道、河口坝、水下天然堤、分流间湾、远砂坝等微相，后者包含分流河道和泛滥平原微相;湖泊相分为滨浅湖和半深湖两种亚相，滨浅湖进一步划分为滩坝、席状砂、浅湖泥坪等微相。
根据湖平面的升降可将凉高山组划分为一个完整的三级层序，并在其内部识别出4次湖平面的升降旋回。早期湖盆（旋回Ⅰ）局限在川东东部;最大湖泛时期（旋回Ⅱ）沉积的湖相页岩几乎覆盖了整个研究区;最大湖泛期后（旋回Ⅲ、Ⅳ）研究区南北沉积差异明显，湖盆开始由川东向川中迁移。
凉高山组物源可以分为Ⅰ类、Ⅱ类、Ⅲ类3个类型，反映了母岩性质由火成岩为主转变为变质岩和沉积岩为主，物源区分别对应扬子板块北缘、南北秦岭中部、大巴山地区。
凉高山组的沉积演化受周围造山带构造作用的控制。受秦岭造山带与扬子板块南北向构造挤压，湖盆在川东地区形成;随着秦岭造山带内部构造挤压的增强，湖盆快速向北扩张;沉积后期大巴山地区持续隆升，盆地内湖盆发育位置向川中地区迁移。