断层与油气的运聚关系非常密切(Barbier et al., 2012；Olierook et al., 2014)，其在空间上是一个具有复杂结构的三维地质体(吴智平等，2010)，可称之为断层带。断层带由断层核与断层破碎带组成(Caine et al., 1996；Kim et al., 2004)。断层破碎带是碳酸盐岩储集层、油气和矿藏发育的有利部位(Micklethwaite and Cox, 2004; Kim and Sanderson, 2006; 张丽娟等，2016; 平贵东等，2016)，已有较多的研究(McGrath and Davison, 1995; Caine et al., 1996; Kim et al., 2004; Mitchell and Faulkner, 2009; Faulkner et al., 2010; Kim and Sanderson, 2010; Olierook et al., 2014)。断层破碎带又可依据断层性质划分为正断层破碎带、逆断层破碎带、走滑断层破碎带(McGrath and Davison, 1995; Kim et al., 2004)。目前流行依据平面分布位置将走滑断层破碎带划分为端部破碎带、连接破碎带和围岩破碎带3大类，各大类又细分为多种类型(Kim et al., 2004)，但该分类体系未提到断层弯曲因素形成的断层破碎带类型，断层弯曲和断层端部、断层错断连接等因素是导致应力集中的基础原因(Wilson et al., 2003; Mitchell and Faulkner, 2009)，且室内实验(Schreurs，1994)、野外露头(Pachell and Evans, 2002; Nixon et al., 2011)、大尺度区域断层(Cunningham and Mann, 2007; Mann，2007)都广泛观察到走滑断层弯曲及弯曲部位异常发育岩层破裂的现象。故走滑断层弯曲破碎带类型、概念的提出和相关特征的研究，可以完善断层破碎带的分类体系，具有理论意义。

塔中隆起的岩溶储集层发育控制因素复杂(杨海军等，2012)，除了沉积相、表生岩溶作用、北西向逆断层等因素(杨海军等, 2011a, 2011b, 2012; 邬光辉等，2012; 刘迪等，2014)外，北东向走滑断层和热液流体主导的埋藏溶蚀作用也是不可忽略的控制因素(吕修祥等，2008; 潘文庆等，2009; 杨海军等，2012; 张振伟，2016)。全区广泛发育的北东向走滑断层对塔中隆起岩溶储集层发育的作用逐渐获得重视(吕修祥等，2008; 杨海军等，2012; 周新源等，2013; 杨圣彬等，2013; 王建忠等，2015; 李萌等，2016)，寻找到与走滑断层伴生的次级断层和裂缝发育区，就寻找到优质储集层的思路获得钻探验证(韩杰等，2015)。然而沿北东向走滑断层，局部地区次级断层和裂缝发育区为何分布于此的理论问题，还未厘清。走滑断层破碎带理论的引入，可以解决此问题。塔中北斜坡存在走滑断层弯曲和弯曲部位次级断层发育的现象，且弯曲部位与深部岩溶储集层的发育和分布存在密切关系，表明弯曲破碎带是塔中寻找深部优质岩溶储集层的有利部位，具有实践意义。

本文尝试将塔中隆起的走滑断层、断层破碎带、深部热液流体主导的埋藏溶蚀作用相互联系起来，分析三者对奥陶系深部岩溶储集层发育的控制机理，并总结塔中隆起走滑断层弯曲破碎带对奥陶系深部碳酸盐岩储集层发育的控制模式。

1 断层带、断层破碎带、走滑断层破碎带

断层是地壳受力发生断裂、沿破裂面两侧岩块发生显著相对位移的构造，其在空间上是一个具有复杂结构的三维地质体(吴智平等，2010)，规模较大的断层通常由主断层面及其两侧破碎岩块以及若干次级断层或破裂面组成，称为断裂带或断层带。

国外学者通常将断层带由内向外划分为断层核(fault core)、断层破碎带(damage zone)和原岩(protolith)(Caine et al., 1996; Mitchell and Faulkner, 2009; Gomila et al., 2016)。其中，断层核位于断层带的中心部位，多由断层滑动面以及严重变形的断层泥、角砾岩、碎裂岩等组成；断层破碎带包围着断层核，由断层相关的各种次生构造(次级断层、裂缝、和褶皱等)组合发育而成；最外围是相对未变形的原岩(Caine et al., 1996; Kim et al., 2004; Mitchell and Faulkner, 2009; Faulkner et al., 2010; Gomila et al., 2016)。国内部分学者则习惯将断层带由内向外分别命名为破碎带、诱导裂缝带和围岩(付晓飞等，2005; 吴智平等，2010)，本文采用国外学者的命名习惯。

按照断层的性质，可将断层破碎带划分为正断层破碎带、逆断层破碎带和走滑断层破碎带(McGrath and Davison, 1995; Kim et al., 2004)。而依据断层破碎带沿断层走向所处的不同发育部位，Kim等(2004)、Flodin和Aydin(2004)、Kim和Sanderson(2006, 2010)、Brogi等(2011)将断层破碎带划分为端部破碎带(tip damage zone)、连接破碎带(linkage damage zone)和围岩破碎带(wall damage zone)3种主要类型。端部破碎带由断层端部的应力集中和位移变化而产生，容易识别和研究(McGrath and Davison, 1995; Kim et al., 2004; Kim and Sanderson 2006)；连接破碎带发育于两条错断断层的岩桥区域，次级断层和裂缝发育模式较复杂(Kim et al., 2004)；围岩破碎带位于断层的非端部段，发育模式复杂。该断层破碎带划分方案不涉及断层的性质因素，适用于逆断层、正断层和走滑断层(Kim et al., 2004; Kim and Sanderson, 2006，2010)。故前人将走滑断层破碎带划分为走滑断层端部破碎带、走滑断层连接破碎带、走滑断层围岩破碎带3种类型(Kim et al., 2004; Brogi，2011)。

2 走滑断层弯曲破碎带 2.1 走滑断层弯曲破碎带的提出

虽然Kim等(2004)比较系统地划分了走滑断层相关的断层破碎带类型，但其划分方案中未涉及走滑断层弯曲(fault bend)因素所形成的破碎带形式。经典的走滑断层带平面构造模型包含平直段、松弛弯曲段、受限弯曲段、松弛错断和受限错断的分段和形态特征(图 1a)(Woodcock and Fischer, 1986; 漆家福等，2006)，而Kim等(2004)的走滑断层破碎带分类方案仅仅考虑了断层错断连接和断层端部因素诱发的破碎带，故忽略了断层弯曲因素。而断层弯曲部位(波浪形起伏的断层面)在断层位移过程中形成应力集中，异常发育与断层大角度相交的破裂(Chester and Chester, 2000; Wilson et al., 2003)，野外露头研究(Pachell and Evans, 2002; Nixon et al., 2011)、室内砂箱实验(Schreurs，1994)、大尺度区域断层(Cunningham and Mann, 2007; Mann，2007)都观察到走滑断层弯曲部位异常发育次级断层或破裂的现象，而且Mitchell和Faulkner(2009)、Faulkner等(2010)总结的导致断层周围岩层破裂的原始模型中，就包含了断层弯曲模型(波浪形断层面)、断层端部模型、断层端部连接模型等5种模式。

综上所述，走滑断层弯曲形成的断层破碎带应该是走滑断层破碎带的一种重要类型。依据经典的走滑断层带平面构造模型的分布特征(图 1a)(Woodcock and Fischer, 1986; 漆家福等，2006)，并结合Kim等(2004)的划分方案，强调断层破碎带的平面分布位置和形态特征，初步将弯曲破碎带纳入走滑断层破碎带的分类体系，可将走滑断层破碎带划分为：端部破碎带、连接破碎带、围岩破碎带、弯曲破碎带(图 1c)，该划分方案与经典的走滑断层带平面构造模型相对应。

2.2 走滑断层弯曲破碎带的定义和特征

走滑断层弯曲破碎带是指发育于走滑断层弯曲部位的断层破碎带，破碎带主要发育次级断层、裂缝或褶皱等与断层相关的次生构造。弯曲是指平面上走滑断层沿走向的弯曲，在空间上断层面则呈凹凸起伏的非平面特征。据Wilson等(2003)、Mitchell和Faulkner(2009)、Faulkner等(2010)的理论模型：弯曲部位，断层面与走滑断层主位移方向存在夹角，阻碍了位移的继续，形成应力集中现象，岩层破裂异常发育，在受限弯曲(挤压)部位常形成与断层面大角度相交的破裂面，而非弯曲段破裂相对较少且破裂面与断层面平行或接近平行(图 2)。这与美国加州San Clemente走滑断层、Gemini走滑断层弯曲段的次级断层破裂发育特征相符合(Pachell and Evans, 2002; Legg et al., 2007)。故走滑断层弯曲段的次级断层和裂缝相比非弯曲段更发育，且破裂面能延伸到断层两侧更远的岩层。

走滑断层弯曲破碎带具有下述特征(表 1):

(1) 按弯曲的个数分类。走滑断层弯曲破碎带按断层弯曲的数量可以划分为单一弯曲破碎带(Single bend)和双弯曲破碎带(double bends)，(闻学泽等，1989)(图 3)，而双弯曲可以划分为左阶型(S型)和右阶型(反S型)(图 1b)。此外，走滑断层双弯曲段还可以伴生发育断层面倾向变化的现象，即丝带效应。

(2) 按应力状态分类。走滑断层弯曲破碎带依据破碎带的应力状态划分为挤压型和拉张型，分别发育在限制弯曲部位(restraining bend)和释放弯曲部位(releasing bend)(图 1b)。

(3) 按成因分类。走滑断层弯曲可以通过单条走滑断层生长扩展方向的变化或两条走滑断层的连接而产生(Peacock，1991)。对于前者，单条走滑断层扩展方向的变化可以由走滑断层左右盘地壳块体的旋转导致(Schreurs，1994)、也可以由单条走滑断层在生长推进过程中交切了先存的地壳构造薄弱带而产生，在薄弱带部位形成受限弯曲(Mann，2007; Mann et al., 2007; Dooley and Schreurs, 2012)；对于后者，两条错断的走滑断层端部岩桥区，随着两条走滑断层的生长推进，当叠置段长度远远大于间隔宽度(岩桥区宽度)时，发育连接两条断层的连接断层，形成一条双弯曲的连续走滑断层(Peacock，1991; 漆家福等，2006)，使连接破碎带状态遭到破坏，形成弯曲破碎带形态模式。

3 塔中走滑断层弯曲破碎带的特征及控储作用 3.1 塔中隆起区域地质背景

塔里木盆地位于新疆南部，面积约5.6×10⁵ km²。塔中隆起位于塔里木盆地腹地，在区域构造位置上位于中央隆起中段的中部，北与满加尔凹陷和阿瓦提凹陷相邻，南与塘古孜巴斯凹陷呈斜坡过渡关系，西以吐木休克断裂为界与巴楚断隆相邻，东为塔东低隆。塔中隆起整体呈北西-南东向展布，平面上具有分带性，自北向南依次发育塔中Ⅰ号断裂带、塔中10号断裂带、塔中Ⅱ号断裂带和塔中南缘断裂带，这些断裂带自东向西呈扇状发散，形成塔中隆起东窄西宽的构造格局。4个二级构造单元包括塔中北斜坡带、中央断垒带和塔中南斜坡带和东部潜山带(图 4)。

塔中隆起的主要勘探目的层为古生界的碎屑岩和碳酸盐岩层系，其中碳酸盐岩以奥陶系良里塔格组和鹰山组为主。本文主要以奥陶系鹰山组的深部碳酸盐岩储集层为研究对象。

3.2 塔中走滑断层及弯曲破碎带发育特征 3.2.1 塔中走滑断层发育特征

塔中隆起发育一系列北东向走滑断裂，自西向东依次为塔中49、塔中86、中古15、中古8、中古10、中古5、中古6和塔中82走滑断裂(图 4)。其断面陡直，向上多断至志留系-泥盆系，西部少量断至二叠系，向下切入前寒武系基底地层，属基底卷入型走滑断层，多具左旋张扭性质。走滑断层的垂直断距较小，多为50~150 m。走滑断裂活动伴生的负花状构造、尾羽断裂、拉分地堑比较发育。部分走滑断层在中加里东末期(中晚奥陶世)可能已经开始活动(杨圣彬等，2013)，在加里东晚期和海西期(志留纪-泥盆纪和晚二叠世)活动得到继承和加强(邬光辉等，2012)。本次研究以中古8走滑断裂和相关的奥陶系鹰山组储集层为研究对象。

3.2.2 塔中走滑断层弯曲破碎带发育特征

塔中隆起北斜坡地区采集了三维地震数据体，依此形成的平面构造分布图可以相对准确地识别出走滑断层弯曲破碎带。塔中隆起北斜坡的各走滑断裂沿走向普遍较平直，仅在靠近塔中I号断裂带一侧，局部发育走滑断层弯曲现象，比较典型的如ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带(图 5)。

(1) ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带特征：ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带位于中古8走滑断层北端，弯曲段断层线延伸约10 km，由北段的反S型弯曲和南段的S型弯曲组成。由于中古8走滑断层为左旋走滑性质，故北段的反S型弯曲处于挤压应力状态，属受限弯曲性质；南段的S型弯曲部位处于拉张应力状态，属释放弯曲性质，并在其西侧形成拉分地堑，地堑平面呈条形展布，长约9 km、宽600~1500 m、面积约10 km²。

在ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带，中古8主干走滑断层两侧相交发育多条北西走向次级断层，延伸至ZG8、ZG11等井周围，并与北东向次级走滑断层相交，形成主干断层和次级断层连通的网状断层系统。该弯曲破碎带以外的平直走滑断层段，几乎不发育与中古8走滑断层相交的北西走向次级断层，无连通的网状断层系统。

(2) 走滑弯曲破碎带的可能成因：前已叙及，走滑断层在向前发育推进的过程中，若遭遇并斜交地壳薄弱带，走滑断层会在薄弱带附近发生弯曲形成双弯曲破碎带(Mann，2007; Mann et al., 2007; Dooley and Schreurs, 2012)。

研究发现，ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带南侧发育一条北西向逆冲断层(薄弱带))。在塔中隆起，北西向逆冲断层的发育时间早于北东向走滑断层(邬光辉等，2012)。故中古8走滑断层在推进发育过程中，遭遇了北西向逆冲断层，断层生长跨越先存的薄弱带过程中由平直变弯，形成弯曲破碎带。ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带的形成模式应该同于Mann(2007)提到的双弯曲发育模式。

3.3 塔中走滑断层弯曲破碎带对储集层发育的控制作用

前人研究表明，塔中隆起碳酸盐岩储集层发育过程中受到古地貌、沉积相、断层、埋藏岩溶等多因素的综合控制。例如，良里塔格组碳酸盐岩储集层整体明显受礁滩体沉积相发育的控制、鹰山组顶部储集层整体明显受不整合岩溶风化壳的控制，除了这些主控因素，北西向断层、北东向走滑断层的控制作用也不容忽视。综合来看，塔中隆起奥陶系岩溶储集层发育是一个多因素控制的结果，不同区域应考虑不同的主控因素(杨海军等，2012)。

对比岩溶储集层与走滑断层弯曲破碎带的分布关系，并分析其他控制因素的影响，发现走滑断层弯曲破碎带的发育对岩溶储集层的分布是存在控制作用的，走滑断层弯曲破碎带是塔中隆起岩溶储集层发育的控制因素之一。

3.3.1 弯曲破碎带与储集层分布的关系

在塔里木盆地，使用三维地震数据的均方根振幅属性预测缝洞型岩溶储集层，取得了不错的应用效果(王光付，2008; 王招明等，2012)；而塔中隆起串珠状地震反射与碳酸盐岩缝洞储集层发育的对应关系也得到了大量钻井的验证。因此，利用均方根振幅属性预测缝洞储集层的平面分布，局部地区利用串珠状地震反射和波阻抗反演剖面特征与均方根振幅属性预测的储集层相互验证，而钻井液漏失量和成像测井解释的缝洞数据则是缝洞储集层发育的最直接证据。

(1) 均方根振幅属性：在碳酸盐岩储集层发育区，尤其是洞穴型储集层发育区，总体上振幅强度会明显高于非储集层发育区，采用均方根振幅能很好地指示储集层的展布特征。

以研究区下奥陶统鹰山组断裂分布为底图，分析时窗范围取在鹰山组顶的风化壳面(Tg₅²地震反射层)以下30~90 ms(图 5)，利用均方根振幅属性，对塔中北斜坡三维地震数据采集区奥陶系的鹰山组深部碳酸盐岩储集层进行预测。选择鹰山组深部岩溶储集层与弯曲破碎带进行对比研究，是考虑到深部岩溶储集层可以避开沉积相和表生岩溶风化壳因素的强烈影响。结果显示，ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带影响范围内，均方根振幅属性预测的岩溶储集层异常发育，且多围绕次级断层交叉部位分布，若远离与主干走滑断层连通的次级断层的控制范围，岩溶储集层则相对不发育。当然，研究区东部和南部，均方根振幅属性预测的鹰山组深部岩溶储集层还受到塔中Ⅰ号断裂带、塔中10号断裂带和构造高部位等因素的控制。

(2) 串珠地震反射和波阻抗反演特征：建立了图 5所示的ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带的影响范围，利用串珠地震反射和波阻抗反演特征，对比研究弯曲破碎带影响范围内的ZG8、ZG11井和影响范围外的ZG111、ZG104井的缝洞储集层发育特征。

如图 6所示，ZG8和ZG11井串珠地震反射的发育规模、从鹰山组顶界(Tg₅²)向下的影响深度、垂向发育长度，都明显强于ZG111和ZG104井。ZG104井的小规模单一串珠反射发育于鹰山组顶(Tg₅²)向下0~30 ms(图 6a)，串珠规模最弱；ZG111井的串珠反射发育Tg₅²向下0~30 ms(图 6b)；ZG8井的2个强振幅串珠反射叠置发育于Tg₅²向下15~120 ms(图 6c)；ZG11井串珠反射发育于Tg₅²向下30~80 ms(图 6d)。波阻抗剖面佐证了ZG8和ZG11井的串珠反射，ZG8和ZG11井分别在鹰山组顶部向下45~90 ms、40~80 ms段发育波阻抗低值异常(图 6e、6f)，表明缝洞储集层发育。因为塔中地区奥陶系碳酸盐岩岩石密度大(>2.5g/cm³)，地震波传播速度高(纵波传播速度一般大于5700 m/s)，波阻抗值大，当碳酸盐岩发育缝洞体时，地层密度和地震波传播速度变低、波阻抗降低，特别是在溶洞被油气水充填后，变得更低，与周围岩石的波阻抗差异增大。

前述4口井的串珠地震反射发育特征也佐证了Tg₅²以下30~90 ms均方根振幅属性预测的储集层分布特征：ZG8和ZG11井在30~90 ms发育串珠反射，其均方根振幅预测的储集层也发育(图 5)；ZG111和ZG104井在30~90 ms无串珠反射，其均方根振幅预测的储集层不发育(图 5)。

串珠反射和波阻抗反演剖面特征表明，弯曲破碎带影响范围内的ZG8、ZG11井的缝洞储集层较影响范围外的ZG111、ZG104井发育：弯曲破碎带影响范围内，鹰山组缝洞储集层发育的深度要深得多；弯曲破碎带影响范围外，仅浅层发育受表生岩溶作用控制的储集层，向鹰山组深部储集层不发育。

(3) 钻井液漏失量：碳酸盐岩的钻井液漏失量可以准确指示井孔周围储集层的发育程度，钻井液漏失量越大，表明碳酸盐岩的裂缝或岩溶空间等越发育。

由鹰山组的钻井液漏失量分布图显示(图 7)，ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带附近的钻井液漏失现象较严重，特别是最靠近ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲段的中古8井、中古11井和中古103井，其鹰山组钻井液漏失量分别达到3776 m³、1196 m³和1775 m³，显著高于研究区其他的20余口钻井，表明走滑断层弯曲破碎带区域的储集层空间、储集层连通性等都明显优于无弯曲破碎带的大部分地区。

3.3.2 弯曲破碎带的控储机理和模式

对于塔中隆起碳酸盐岩岩溶储集层的发育过程，部分观点认为在沉积相控制的基础上，表生岩溶作用在相对高部位形成了串珠状的岩溶洞穴及溶蚀孔洞(闫相宾等，2005)。但杨海军等(2012)认为，塔中早期形成的溶洞在埋藏过程中多数遭到压实破坏甚至坍塌，残存的溶洞体系受到后期深部热液流体的埋藏溶蚀改造，使得溶蚀空间得以扩大和改善。来自深部地层的热液溶蚀流体沿着优势运移通道(走滑断层)注入深部储集层，流体携带的大量热能和酸性物质(如H₂S、CO₂)将促进围岩矿物发生溶解或交代作用，为深部优质储集层段的形成提供条件。随后深部流体继续向低压区运移，进入加里东/海西期表生岩溶作用的残余溶洞体系，进行溶蚀改造。表明走滑断层和热液流体主导的埋藏溶蚀作用，在塔中隆起深部岩溶储集层的形成、以及被破坏的早期岩溶储集层的后期改善过程中，起到了关键作用。

(1) 弯曲破碎带的控储机理：前述走滑断层弯曲破碎带区域的岩溶储集层异常发育的特征，表明弯曲破碎带相较非弯曲破碎带区域，具有更有利于岩溶储集层发育的优势条件，这些条件在岩溶储集层的发育过程中发挥了重要作用。对比后认为，走滑断层弯曲破碎带具有下述优势：

①走滑断层的弯曲，使得弯曲部位与走滑断层的主位移方向存在夹角，形成局部的拉张应力环境或挤压应力环境，极易形成与主断层斜交的次级断层(正断层、逆断层、走滑断层)，斜交的次级断层将平行的次级断层与主断层连通，形成连通的网状断层系统(图 3b，图 5)，使得沿主干走滑断层运移的热液流体(杨海军等，2012)在弯曲破碎带部位，能运移到走滑断层两侧更远的地层中去，扩大了埋藏岩溶作用范围，而断层的交叉区域，岩层破裂最严重，热液流体与岩石的接触面积增大，溶蚀作用的速度更快且规模更大，往往能够形成缝洞共生的优质储集层(艾合买提江·阿不都热和曼等，2008; 石书缘等，2015)；平直的走滑断层部位多不发育斜交的次级断层，缺乏连通的网状断层系统。

②走滑断层弯曲部位的断层面在空间上形成凹面断层面或凸面断层面，而平直部位多为平面断层面形态。凹面断层面有利于深部热液流体形成汇聚趋势，而凸面断层面形态有利于烃类流体形成汇聚趋势，平直段的断层面则不具备这样的优势。因此，凹凸断层面相较平直断层面，无论是地表水向下运移发生表生岩溶作用，还是深部热液流体向上运移发生埋藏溶蚀作用，或是后期天然气强烈充注导致灰岩产生裂缝并改善储集层(赵文智等，2009；杨海军等，2011b)，都更有利于储集层的改造。

上述走滑断层弯曲破碎带具有的优势条件，配合走滑断层优势运移通道的关键角色和深部热液流体的埋藏溶蚀的主导作用，使得同等条件下，走滑断层弯曲破碎带较非弯曲破碎带的岩溶储集层更发育。

(2) 弯曲破碎带的控储模式：综合前人研究成果，建立了塔中隆起走滑弯曲破碎带的控储模式：由于走滑断层弯曲段与走滑断层主位移方向存在夹角，阻碍了主干断层的位移，造成应力集中，伴生与主干走滑断层相对大角度相交的次级断层，能延伸到两侧更远的地层并于其他断层相交，形成连通的断层网络系统(图 8)；来自深部的热液流体，沿深切基底的北西向逆断层(塔中Ⅰ号断裂带、塔中10号断裂带、塔中Ⅱ号断裂带)与北东向主干走滑断层的交汇部位进入走滑断层(杨海军等，2012; Pang et al., 2013)，沿主干走滑断层向低压力区运移；此外，局部还发育受岩浆活动影响的原位热液流体(陈红汉等，2016)。当热液流体进入走滑断层弯曲破碎带区域，连通的断层网络系统使热液流体能运移到主干走滑断层两侧更远的地层中去，而断层交叉区域更加破碎的岩层还增加了流体与岩石的接触面积，使得热液流体埋藏溶蚀作用更发育且规模更大，故同等条件下，弯曲破碎带比走滑断层平直段能形成更多的岩溶储集层(图 8)。

4 结论

(1) 前人将走滑断层破碎带划分为端部破碎带、连接破碎带(岩桥区)、围岩连接破碎带3种类型。该划分体系未提到断层弯曲因素形成的断层破碎带类型，而断层的弯曲、端部、岩桥区是形成应力集中并诱发岩层破裂的部位，且断层弯曲模型是研究断层围岩破裂的基础理论模型之一；室内实验、野外露头都广泛观察到走滑断层弯曲和弯曲部位异常发育岩层破裂的现象，因此不能忽视断层弯曲导致的断层破碎带类型，故提出走滑断层弯曲破碎带概念，依据断层破碎带的分布位置、形态特征，将走滑断层破碎带重新划分为端部破碎带、连接破碎带、弯曲破碎带、围岩破碎带。

(2) 塔中隆起北斜坡发育ZG8-ZG11井区走滑断层弯曲破碎带。弯曲破碎带区域伴生发育与主干走滑断层相对大角度相交的次级断层，能延伸到两侧更远的地层中，与其他次级断层相交，形成连通的断层网络系统；此外，弯曲破碎带区域的奥陶系深部岩溶储集层异常发育，且奥陶系的钻井液漏失量出现异常，非弯曲破碎带区域多不呈现此特征，排除沉积相与岩溶风化壳因素的影响，表明走滑断层弯曲破碎带与奥陶系深部岩溶储集层的发育关系密切。

(3) 总结出塔中隆起走滑断层弯曲破碎带的控储模式：由于走滑断层弯曲段与断层主位移方向存在夹角，限制了断层位移，形成应力的集中，伴生发育与主断层相对大角度相交的次级断层，能延伸至断层两侧更远的地层，与其他断层相交，形成连通的断层网络系统。后期来自深部的热液流体，沿深切基底的北西向逆断层与北东向主干走滑断层的交汇部位进入走滑断层，局部还发育受岩浆活动影响的原位热液流体，热液流体随后进入弯曲破碎带区域发育的连通断层网络系统，主导了埋藏溶蚀作用的发生，由于断层交叉区域岩层更破碎，岩石与热液流体接触面积大大增加，故围绕断层交叉区域形成奥陶系深部优质岩溶储集层，表明走滑断层弯曲破碎带是塔中深部岩溶储集层发育的控制因素之一，而弯曲破碎带的次级断层交叉区域是寻找深部优质岩溶储集层的最有利部位。