0 引言
相较于大型克拉通稳定的构造环境，小克拉通在周期性的伸展和挤压作用下更易导致盆地构造活化，改变其沉积和充填过程，形成多旋回叠合盆地[1,2]。发育在扬子小克拉通之上的四川盆地自南华纪以来在超大陆旋回控制下经历了多期伸展和挤压的叠合演化历史[3]，相继形成的古裂陷和古隆起是控制盆地成储、成藏的关键地质单元。与特提斯域二叠纪普遍发育的单向裂解和聚合过程[4]不同的是，四川盆地二叠纪构造-沉积过程不仅受到古特提斯多个分支洋盆扩张和俯冲的影响，而且与峨眉山大火成岩省就位密切相关[5-8]，形成了复杂的多期多向构造伸展和挤压转换过程[9]。晚三叠世的印支造山作用，进一步导致扬子克拉通边缘发生强烈的褶皱冲断变形，台缘带遭到强烈破坏，这不仅给二叠纪构造-沉积演化过程的重建带来挑战，也制约了对二叠系沉积-成储规律的认识。
与此同时，在二叠纪冰期作用下，全球海平面持续下降，至晚二叠世达到显生宙以来的最低点（下降幅度超过100 m）[10-11]，但上扬子地区却从晚石炭世末期的剥蚀夷平转变为自早二叠世亚丁斯克期开始的快速海侵[12-13]，揭示了构造沉降对盆地沉积充填的主导作用。尽管前人已经认识到中晚二叠世勉略洋俯冲和峨眉山地幔柱隆升共同作用产生的拉张效应可能是构造沉降和“台盆分异”的关键动力因素[14-16]，然而地震和钻井结果揭示中二叠世茅口组沉积期深水相沉积范围不仅大于晚二叠世长兴组沉积期，而且在川东北地区茅口组沉积初期就已经开始。这可能暗示四川盆地在中二叠世就已经经历了快速拉张，比前人认为的长兴组沉积期开始快速拉张至少早了约6 Ma。显然茅口组沉积期是四川盆地重要的构造-沉积转换期，从二叠纪早期栖霞组沉积期的“西部伸展”和稳定碳酸盐台地向中期的茅口组沉积期“北部拉张”和台盆分异转变[15]，但这一关键构造转换时间、方式及隆坳格局仍未有统一的认识[17]，进而制约了对二叠系优质规模储层发育规律的认识。
本文四川盆地中二叠世发育的茅口组沉积记录，在1 079口测录井资料、20条实测露头剖面（其中13条剖面采集了高精度伽马数据）和覆盖全盆地的二、三维地震数据（7.19×104 km2）（见图1）的基础上，构建四川盆地中二叠统茅口组等时层序格架，剖析层序充填和同沉积构造特征，刻画多阶坡折带分布和地貌格局，探讨古特提斯洋演化与峨眉山地幔柱（热点）共同控制下的盆地隆坳分异机制和深层规模滩体发育机制，进一步丰富和完善特提斯动力学和油气富集模式。
1 区域地质背景
四川盆地是发育在扬子克拉通之上的多旋回叠合盆地，经历了南华纪伸展至埃迪卡拉纪—志留纪挤压、中泥盆世—二叠纪末期伸展和三叠纪前陆挤压等多期次构造旋回[9]。二叠纪四川盆地北接勉略洋，南临金沙江—哀牢山洋，西连甘孜—理塘洋。这些大洋的俯冲消亡主导了四川盆地二叠纪构造演化过程，形成了盆地独特的构造-沉积横向转换的古地理格局。
自二叠纪初期开始的勉略洋俯冲消减过程对四川盆地构造格局影响最为显著[18]，晚二叠世初期华南和华北地块最早在扬子地块东端发生初始碰撞开始从东向西斜向闭合[7]。关于金沙江—哀牢山洋二叠纪俯冲极性存在不同的认识，但一般认为闭合时限在晚二叠世至早三叠世[6,19]。华南南缘二叠纪—早三叠世发育弧后盆地，揭示该洋盆在二叠纪存在向华南板块的俯冲[8]。中二叠世末期上扬子地块西南缘发育峨眉山大火成岩省（ELIP）（见图1a），一方面导致处于大火成岩省中带和外带的四川盆地茅口组顶部覆盖溢流玄武岩[5]（见图1b），另一方面由于构造隆起导致盆地发生张裂，使得盆地内一系列陆内大断裂在新的构造条件下相继复活。大洋俯冲和板内岩浆活动共同造就了四川盆地二叠纪多阶段的拉张和裂陷普遍发育的主要特点[15]。
2 层序地层格架和多期坡折带展布特征
2.1 层序界面
图2 四川盆地茅口组层序界面特征（图中黄色虚线为岩层面，箭头表示地层超覆方向）（a）SB1，新基姑剖面，薄层紫红色古土壤或暴露溶蚀；（b）SB2，ZG1井，3 302.8~3 303.1 m，发育垂直溶沟的角砾灰岩；（c）SB3，双河口剖面，从石灰岩向硅质页岩的岩性突变；（d）SB4，长江沟剖面，从厚层块状颗粒石灰岩向薄层泥晶灰岩的岩性转变；（e）SB5，铁索桥剖面，岩性变化、溶沟和岩溶角砾发育；（f）SB6，新基姑剖面，岩溶角砾发育和上覆层序的超覆沉积；（g）SB7，长江沟剖面，茅口组与吴家坪组不整合接触，发育2.5 m厚王坡页岩段（铝土质泥岩） |
SB7为茅口组与吴家坪组的不整合界面，是中二叠世末期东吴运动导致茅口组抬升剥蚀的标志。盆地南部不仅缺失多个牙形石化石带，而且界面附近普遍发育铝土质泥岩[20]（见图2g），导致GR曲线具有显著的正向漂移特征（见图3）。盆地北部茅口组上部灰岩相变为孤峰段硅质泥页岩，表现为硅质泥页岩与吴家坪组泥页岩平行不整合接触，但仍可依据自然伽马能谱曲线中Th、U、K的含量变化识别SB7界面[16]。盆地北部茅口组顶部牙形石J. xuanhanensis的出现和铝土质泥岩中的火山灰U-Pb年定确定该界面最晚为距今260 Ma，表明其暴露时间不超过2 Ma[21]，但盆地南部新基姑剖面茅口组顶部与铝土质泥岩接触的牙形石为J. postserrata，说明其暴露时间超过3 Ma。
2.2 层序对比
在上述层序界面识别的基础上，依据茅口组内幕SB4暴露溶蚀界面，将茅口组划分为2个三级层序（SQ1和SQ2）。这与中二叠世四川盆地海平面总体呈现缓慢下降趋势，发育了2次大规模海侵—海退旋回一致[11]。进一步通过内幕岩性岩相转换界面划分出6个四级层序（SSQ1—SSQ6）。
在1 079口钻井和地震剖面的井震层序对比基础上，建立了四川盆地茅口组等时层序地层格架（见图3）。在北东—南西向层序对比剖面上四级层序厚度总体表现为SSQ1自北向南减小，SSQ2盆地南北地层厚趋于一致；SSQ3—SSQ5则反之，呈现出自南向北逐级减小。SSQ6厚度变化最为显著，从四川盆地西南部（简称川西南）地区厚达150 m，到四川盆地中部—北部（简称川中—川北）地区完全缺失（见图3a）。在北西—南东向层序对比剖面上层序厚度变化相对稳定，但也表现出西厚东薄的特征，尤其是SSQ6从四川盆地西北部（简称川西北）地区厚达75 m的层序减小至川中25 m，四川盆地东部（简称川东）地区除局部地区残留外，大部分地区SSQ6地层缺失（见图3b）。SB7界面之上普遍发育铝土质泥岩风化壳，且在缺失SSQ6的区域厚2~3 m。
2.3 多期多阶坡折带时空展布
坡折带是指地形坡度发生突变的地带，一般与沉积速率的差异和同沉积断层相关。通过井震结合刻画的层序地层厚度和岩性岩相变化，识别出茅口组沉积期发育了4期坡折带（见图4a）。第Ⅰ—Ⅲ期坡折带在川东—川东北地区发育特征显著，YingT1—TC1—LT1井一带茅口组厚度最先开始减薄，从MX6井向TC1井SSQ2厚度减薄了20 m，形成茅口组Ⅰ期坡折带。SB3界面之上MB3—TD23—MX6—J1井一带茅口组SSQ3—SSQ6厚度突然减小，指示第Ⅱ期坡折带，相对于第Ⅰ期坡折带向南迁移了25 km。SSQ4—SSQ6的地层从TD31井90 m向北快速减小至15 m，表现为第Ⅲ期坡折带，且相对于第Ⅱ期坡折带向南迁移了95 km。第Ⅲ期坡折带北侧发育玄武质火山岩，导致局部地层增厚。
2.4 层序地层平面分布
SSQ3地层厚度的展布呈现明显的变化，转变为“西南厚、东北薄，西北—东南厚、中部薄”（见图5c）。川西南地层厚度为55~60 m，川东北地层厚度沿第Ⅱ期坡折带快速减薄至10 m。盆地西北缘和东南缘地层相对较厚，在第Ⅱ期坡折带之上厚度大于60 m。盆地中部地层相对较薄且展布稳定，厚度为45~50 m。
SSQ4层序北东—南西向的地层格局得到进一步强化，地层厚度呈现出以北西向展布为主，多带厚薄相间的展布特征。第Ⅲ期坡折带之上地层普遍较厚，厚30~40 m，坡折带之下地层厚度小于10 m，茅口组“南厚北薄”的格局基本形成。从SSQ4层序开始，川东北的梁平地区和川西的中江—大邑地区分别发育一套穹隆状展布的基性火山岩，其岩性以玄武岩、角砾熔岩为主，火山岩累计平均厚度分别为68 m和170 m，这直接导致了该地区的茅口组SSQ4—SSQ6缺失（见图5d）。SSQ5层序厚度展布特征基本延续了SSQ4的格局，主要差异出现在川中至泸州一线，地层相对较薄，仅有10 m（见图5e），且地层顶部存在剥蚀现象（见图3）。
3 茅口组沉积期古地貌：从北倾缓坡到两凹夹一隆
3.1 沉积充填特征
茅口组不同沉积时期具有显著不同的沉积充填特征，表现为“早期超覆、中期加积、晚期前积和上超并存”的层序充填模式。中二叠世初期的海侵导致川北、川东等盆地低地貌地区最先接受沉积，沉积旋回发育完整且沉积厚度大，随后扩展至川中、川西南等地区缺少底部沉积旋回而地层变薄。因此茅口组沉积早期层序SSQ1—SSQ2具有盆地中部超覆充填特征（见图6a），从而表现为地层厚度大，地貌低。
茅口组沉积中期层序（SSQ3—SSQ5）主要表现为浅水碳酸盐台地快速加积特征（见图6b）。盆地南部颗粒滩随着相对海平面上升持续向上垂向加积，形成“沉积厚度大、颗地比高”的地貌相对高的浅水碳酸盐台地。盆地北部水体相对较深、能量低、沉积速率低，形成“沉积厚度小、颗地比低”的地貌相对低的盆地相硅质岩页岩沉积。
茅口组沉积晚期层序（SSQ6）相对海平面逐渐下降，盆地中部碳酸盐台地可容空间不足，沉积物开始向北部地貌低地前积，从而在第Ⅲ期坡折带附近发育以生屑颗粒灰岩和泥粒灰岩等中低能量的前积型层序（见图6c）。因此四川盆地中部SSQ6层序整体呈现出台地层序厚度薄、环坡折厚度大、颗地比高；盆地北部则表现为层序厚度大、颗地比低的沉积充填特征。在川西南—川中地区SSQ6层序则表现为自川西南向川中地区“底超顶削”的层序充填特征，发育以海侵体系为主的非对称层序结构（见图6d）。由于茅口组沉积末期风化剥蚀，SSQ6顶部均遭受一定强度的剥蚀，具有“顶削”的特征（见图3a）。总体上川西南—川中地区SSQ6具有“削高填低”的充填特征，地层厚度与相对地貌呈镜像特征。
3.2 多期多阶坡折带控制的古地貌演化
茅口组沉积期发育的4期坡折带是盆地地貌从早期缓坡向晚期两凹夹一隆转变的关键。选取全盆地层厚度稳定展布的SSQ2顶界面作为基准面，采用印模法恢复茅口组沉积初期的古地貌。结果显示茅口组沉积初期（罗德期）四川盆地整体继承了海西早期（栖霞期）的古地貌特征[12]，具有西南高、北东低的倾斜缓坡地貌特征（见图7a）。川西南古地貌高地向东延伸扩展至广安—泸州一带，但绵阳—遂宁地区开始发生沉降，形成缓坡区，整体坡度小于0.5°，有利于SSQ1和SSQ2沉积期浅水台地碳酸盐岩的发育。盆地北缘巴中—达州地区受同沉积伸展断层的影响沉降加速，从碳酸盐缓坡台地向台坳转变（见图8a）。露头和钻井揭示其顶部发育深水相黑色硅质页岩，开始在伸展构造和沉积分异共同作用下发育第Ⅰ期坡折带。由于第Ⅰ期坡折带控制的盆地内部的深水相区范围较小，且该地区钻井资料稀缺，早期研究中往往忽略该坡折带的存在。
茅口组沉积中后期，分别沿着16和15号基底断裂发育了第Ⅱ和Ⅲ期坡折带。盆地北缘SSQ3—SSQ6沉积期快速沉降形成欠补偿环境，持续发育较薄的深水孤峰段硅质泥岩沉积。剑阁—邻水—石柱一线处于第Ⅲ期坡折带之上的台缘带仍然保持浅水碳酸盐台地灰岩沉积（见图7c）。残厚法恢复该时期沉积古地貌显示盆地南部地貌高，并发育格子状隆坳相间地貌，盆地中部发育北西走向带状隆坳相间地貌。盆地北部沿第Ⅲ期坡折带从早期缓坡地貌转变为深水盆地。SSQ3沉积初期大致沿着16号基底断裂发育的第Ⅱ期坡折带较第Ⅰ期坡折带向南迁移25 km至宣汉—万州一线（见图5c），并控制了该地区规模性云化滩带[23]。SSQ4沉积坡折带再次向南快速迁移95 km，大致沿在15号基底断裂形成第Ⅲ期（见图5d）。第Ⅲ期坡折带一直稳定至茅口组沉积结束，不仅控制了其北的广大川北地区整体沉降和深水盆地相硅质页岩的发育，而且主导了沿着坡折带茅口组规模最大的台缘滩相白云岩储层的发育[15]（见图8b、图8c）。
3.3 中二叠世火山活动及其地貌效应
事实上川西地区茅口组之上发育玄武岩已有广泛报道[24,26 -27]，但这些研究都将其归为峨眉山大火成岩省喷发的中带—外带的产物，从而认为川西地区SSQ4—SSQ6的缺失是由于茅口组沉积末期发育孤立的岩溶洼地导致的[24]。然而孤立的岩溶洼地缺乏泄水区，不具备持续、强烈的岩溶水动力条件，难以解释茅口组局部超过300 m的层序缺失。岩石学和地震解释结果揭示四川盆地茅口组沉积期不同地区发育不同期次的玄武岩。玄武岩在盆地内水下发生侵位和喷发，不仅在茅口组的碳酸盐台地上建造出露出水面火山岛高地貌，而且喷出的火山岩占据了原本茅口组碳酸盐岩的沉积空间，使得其周缘的碳酸盐台地不断向火山岩高地超覆。川西地区由于茅口组沉积期火山岩在水下喷发时间早，火山岩之下的石灰岩顶部未见明显的溶蚀现象，有别于其他地区茅口组顶部灰岩强烈的溶蚀特征[24]。因此，川西中江—大邑地区和川东北梁平地区直接覆盖在SSQ3层序之上的茅口组沉积期火山岩，形成火山岛地貌高地，并对该地区碳酸盐岩沉积分异产生了重要影响。
4 古勉略洋俯冲和地幔柱“迁移”对盆地隆坳格局的调控机制
4.1 中二叠世勉略洋加速俯冲导致川北坡折带频繁迁移和断阶式沉降
二叠纪，上扬子板块北缘被勉略洋所围限，形成被动大陆边缘（见图10）[7]。尽管目前对于勉略洋俯冲消亡过程仍然存在较大的争议，但是大量研究证据表明勉略洋开启于泥盆纪，二叠纪早期开始向北俯冲消减[18,28]。中二叠世罗德期，华南板块向北漂移的速率从10 mm/a快速增加至20 mm/a，而此时华北板块的位置却稳定在北纬5°[7]，这反映了北侧的勉略洋板片从缓慢俯冲开始加速。随着距今265~273 Ma华南板块向北漂移速率再次从20 mm/a增加到36 mm/a[6-7]，勉略洋板片俯冲速度再次提速导致华南北部被动大陆边缘拉张作用逐渐增强（见图10a、图10d），这导致四川盆地乃至整个扬子克拉通北部被动大陆边缘受到北东向拉张应力影响，使四川盆地北部瓜德鲁普期（茅口组沉积期）基底断裂再次活化，形成倾向北东的同沉积伸展断层，主导后撤断阶式多期坡折带的发育，在同期全球陆地面积快速扩张和绝对海平面持续下降的背景下[10]快速沉降。这种构造样式的发育可类比于南海海盆在向吕宋岛下俯冲时，琼东南盆地发育一组新生代犁式同沉积正断层，控制盆地的发育和地层的充填[29]。
坡折带的迁移速率和华南板块向北漂移速率呈正相关[7]。自SSQ2沉积末期至SSQ4沉积初期盆地内相继发育第Ⅰ—Ⅲ期坡折带，盆地沉积基底自北向南呈逐级沉降，坡折带向南迁移了约120 km，台盆范围达到最大（见图10b、图10e）。从城口—巫溪的第Ⅰ期坡折带迁移至巴中—达州以南的第Ⅱ期坡折带，在约2 Ma内向南迁移25 km，坡折带迁移速率约为12.5 mm/a。从第Ⅱ期坡折带向第Ⅲ期坡折带约3 Ma内迁移距离为95 km，平均迁移速率为32 mm/a。这与华南板块在时间（距今265~273 Ma）和漂移速率变化（从20 mm/a增加到36 mm/a[7]）上高度一致。距今260~265 Ma，华南板块向北漂移的速率稳定在36 mm/a，四川盆地北部也相应形成相对稳定的伸展构造环境（见图10c、图10f），使得SSQ4沉积期之后盆地南北台盆分异格局基本稳定，坡折带不再向南迁移和发育。
4.2 茅口组沉积期火山岩成因机制及地貌效应
4.2.1 峨眉山大火成岩省热点迁移与盆地差异升降
前文已述及四川盆地东北部梁平地区和川西大邑—中江地区茅口组内部分别发育两套玄武岩。这两套玄武岩分别位于峨眉山玄武岩外带之外和外带—中带之间（见图11）。传统认为它们同属于峨眉山大火成岩省喷发的产物[22,26 -27]，但全盆等时地层和地震解释表明这些火山岩就位的层序自盆地东北缘向西南逐渐变高（见图11）。川东北梁平地区TD13井和YA5井玄武岩就位于茅口组SSQ4底部，二叠系火山岩直接覆盖在仅有几十米厚的茅口组之上。在川东华蓥山西天村剖面可发现火山岩上部则发生厚达1~2 m的风化壳，两侧堆积具有上超特征的火山质砂岩或紫红色泥岩，其上直接覆盖龙潭组。锆石U-Pb年龄约束火山岩喷发时代为距今（267±3） Ma（沃德期）[24]，与通过等时地层对比发现TD13井、YA5井火山岩就位于SSQ4层序底部的结论一致。川西大邑—中江地区YongT1井和YS1井玄武岩则就位于茅口组SSQ4中上部，由下部厚约50 m的粒玄岩和上部厚约160 m的火山碎屑岩和熔岩组成[24]。其中下部火山岩中的灰岩夹层中见大量球形Neoschwagerina䗴，主要产于中二叠世（距今263~265 Ma）[30]，这与川西千佛镇剖面玄武岩获得的距今（263.9±2.6）Ma锆石U-Pb年龄一致[31]。川西南地区HS1井及野外露头均揭示厚达5 km的峨眉山玄武岩则直接覆盖在茅口组之上，喷发时代为距今（259±1）Ma[32]。
因此，综合盆地内区域等时地层对比和岩浆时代、地震解释、岩浆来源和地球物理成像等证据，本文提出川东北、川西和峨眉山大火成岩省的火山岩是向南逐渐变年轻的不同期喷发的产物[33]。但其相同的地球化学和地球物理特征显示它们来自同一地幔岩浆源区，因此它们是长期发育在扬子板块下的热点在二叠纪持续喷发的遗迹。岩浆的时空迁移反映了华南板块由南向北漂移和顺时针旋转[7]（见图12a），热点从川东北向川西南“移动”（见图12b），形成热点轨迹残留[34]（见图10b—图10c）。这一发现不仅改变了对峨眉山大火成岩省的认识，而且将对四川盆地二叠纪末期—三叠纪构造格局-古地理格局的重新认识产生深刻影响。二叠纪末期峨眉山地幔柱的隆升和最终喷发使SSQ4沉积之后形成的四川盆地差异抬升，台盆分异的古地貌遭到破坏和侵蚀，形成自南向北倾斜的缓坡台地，造就了晚二叠世吴家坪和长兴组沉积继承了茅口组沉积末期的构造古地理格局[15]。
4.2.2 地幔柱隆升拉张与川西南断陷的形成
中二叠世早—中期，上扬子地区热点从川东北向西南部“移动”，至中二叠世末期热点在扬子地块西南缘峨眉山地区侵位，随着深部大量地幔物质持续快速上涌以及对地壳的顶托作用，使得峨眉山大火成岩省内带—中带地表大范围隆升（见图10、图12b）。相应地，内带的隆升作用导致远端相应发生拉张作用，在地表形成倾向向外带的伸展构造，从而造就了茅口组沉积晚期川西南快速从台地演化为环峨眉山大火成岩省中心区呈弧形展布的坳陷区（地层厚度普遍超过100 m）（见图5f）。坳陷区内SSQ6层序具有向盆地内部上超充填特征，进一步形成盆地南部第Ⅳ期坡折带。这不仅反映断陷区是持续沉降而成，而且打破了单极坡折带控盆模式，表明茅口组沉积期盆地构造古地理演化的复杂性。
5 茅口组沉积期构造-沉积分异的控储作用
厘清规模颗粒滩分布规律是制约茅口组勘探效益的关键。勉略洋俯冲和迁移的热点岩浆作用共同塑造了茅口组沉积期的古地貌快速转换的格局，在此基础上控制了盆地的构造-沉积分异过程和碳酸盐岩颗粒滩的分布和迁移。
5.1 后撤式坡折带控制多条带状规模滩体的发育
茅口组沉积中后期，勉略洋加速俯冲主导的第Ⅰ—Ⅲ期后撤式坡折带的发育，直接控制了四川盆地的构造-沉积分异（见图8）。同沉积伸展构造到导致坡折带初始形成，促使坡折边缘发生掀斜抬升形成地貌高地，从而为带状边缘滩发育提供地貌条件。第Ⅰ—Ⅱ期坡折带主要在川东北通江—宣汉—万州一线形成地貌较高的台地边缘带，导致该地区水体能量相对更高，发育弱连续带状分布的颗粒滩。近来该地区规模性孤立浅滩储层的发现证实了坡折带对颗粒滩分布的控制[23]。第Ⅲ期坡折带的长期稳定最终塑造四川盆地茅口组沉积期最大范围的台盆格局，为大规模的台地边缘滩沉积提供了构造和地貌条件，成为茅口组目前油气勘探潜力最大的区带[15]（见图13）。此外，台内地区也受到较强拉张作用，虽然没有形成坡折带，但也出现平行于坡折带的隆坳相间地貌分异格局（见图7b），围绕台内地貌高带也是颗粒滩发育有利区。
5.2 火山古隆起有利于形成局部障壁滩和连片岩溶储层
热点形成的火山地貌的空间和时间跨度为茅口组内部局部构造-沉积分异提供了条件。位于台地之上的川西地区热点活动在盆内形成地貌较高的火山岛，并一度暴露在地表。周缘的茅口组碳酸盐持续向火山岛上超，在紧邻火山岛高地的潮坪带有利于潮缘滩的发育，而在环火山岛的水下高地水动力较强，有利于障壁颗粒滩发育。与此同时，火山喷发带来的大量营养物质有利于促进障壁滩带生物礁滩体的发育（见图13）。在川东北地区的热点火山位于第Ⅲ期坡折带之下，持续快速伸展沉降抵消了火山建造的地貌高差，未能发育障壁颗粒滩。
6 结论
四川盆地中二叠统茅口组发育2个三级层序和6个四级层序（SSQ1—SSQ6），记录了盆地多级坡折带的发育和古地貌的快速转换。盆地北部SSQ2层序沉积末期—SSQ4层序沉积末期自北向南依次发育3期后撤式多阶坡折带，盆地南部SSQ5沉积末期发育第Ⅳ期坡折带。四级坡折带的发育控制了茅口组从沉积初期北倾缓坡地貌，沉积中期南高北低多阶坡折地貌，转变为晚期为中部高、四周低的孤立台地地貌。
中二叠世向北加速俯冲的勉略洋控制了茅口组沉积期后撤式多阶坡折带的形成，导致北倾缓坡地貌向南台北盆转换。华南板块漂移和旋转过程中，热点活动形成了茅口组沉积中晚期沿川东北、川西、川西南线性分布的火山岩，并进一步改造区域地貌，最终在茅口组沉积末期形成两凹夹一隆的地貌格局。
构造隆坳格局是控制茅口组颗粒滩和岩溶强度差异发育的关键。后撤式多阶坡折带控制了盆地北部自北向南发育3条呈平行带状分布的规模颗粒滩，第Ⅳ期坡折带则控制了川西南超覆型薄滩体的展布；热点形成的火山岛高地貌促进了川西地区茅口组环形障壁滩的发育，而茅口组沉积末期受峨眉山大火成岩省控制形成的盆地中部高地貌则是风化壳岩溶作用及其储层的有利发育区。