同生断裂活动
（一）同生断裂的确认
由于同生断裂（Synchronous fault）作用是和沉积作用、火山作用、成矿流体活动、成矿作用同时且持续地进行，因此，含矿火山沉积（变质）建造必然是同生断裂活动的忠实记录者。同生断裂活动特征必然会反映在相应的含矿（火山）沉积变质建造狼山群和渣尔泰山群中。
但因后期多次构造形变改造（彭润民等，2000），含矿建造狼山群和渣尔泰山群的同生断裂活动特征已受到破坏与改造而变得模糊、不易直接判别。近年通过对该成矿系列的一些典型矿床深部地层的系统观察与地表追索，综合分析容矿岩组的岩性组成及其变化、含矿特征、矿体内部结构与空间分布规律等资料，已确认在狼山群和渣尔泰山群含矿岩组中同生断裂活动十分明显。其主要确认依据可归纳如下：
（1）含矿地层岩相（性）的突变
在含矿岩组中，顺地层层位，可以从细晶白云石大理岩突变为炭质千枚岩或其他岩性（如二云母片岩等），这种现象在深部和地表均可见到。
（2）在含矿岩组的各岩段中存在层间砾岩、层间混杂堆积、滑塌角砾岩
如在东升庙矿床二组一段与三段的变余薄、纹层细晶白云石大理岩中，可见到青灰色-浅灰（白）色的眼球状、透镜状细晶块状白云石大理岩角砾，其长轴方向总体与上、下地层的层面平行。这种角砾往往产在层间的无矿带（图2-4），并且角砾多有变形、弯曲、受挤压、拉伸、长轴方向的末梢多有被溶蚀现象。
一些角砾还具有与上下地层和火山岩夹层变余斑晶形变相似的膝状构造，依据这种宏、微观上受构造挤压变形特征的一致性，可以确认它们是同沉积期的同生角砾而非沉积期后的构造角砾。此外，在无矿带的层状白云石大理岩中，还见有香肠状青灰色白云石大理岩块与绿泥石、黄铁矿、白云石等的混杂堆积，这种形变强烈的香肠状白云石大理岩块是早期未完全固结成岩的白云岩破碎并沉积后再塑性变形的结果。
又如在甲生盘矿床容矿岩段的地表露头上，由于差异风化作用，可以见到从块状白云岩中显露出来的大小不一的绢云母片岩角砾、碎块和岩屑，它们呈镶嵌状出露在块状白云岩的表面。这显然是变余同生沉积构造特征，而非后期构造现象。
（3）角砾状矿石
在东升庙矿床的黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿体中发育（似）角砾状矿石（图2-4、2-5），角砾成分为大小不一的青灰色、灰白色白云石大理岩块（Do）、炭质千枚岩块、石英团块（Q）、黑云母片岩碎块（Bi）、变粒岩块、变质火山岩碎块、和Pb-Zn矿石或Py矿石角砾等。在甲生盘矿床的黄铁矿矿石和铅锌矿石中同样可以见到大小不一的炭质千枚岩碎块和早期的铅锌矿石。根据矿石中一些刚性的块状白云石大理岩角砾有明显的塑性流变（可见到反S 型劈理）或呈弧形弯曲或呈雁行排列，其所属矿体及其上下地层都总体呈层产出，可以确定这种角砾状矿石是同生断裂所致，而非后期构造所为。
（4）含矿岩段地层厚度的突变
顺走向和倾向，含矿岩段厚度可出现突变。在东升庙矿床，可见到唯一含矿第二组的一段 和二段 顺走向（图2-4）和倾向（图2-5）有明显的突变现象。在甲生盘矿床，唯一容矿的阿古鲁沟组第二岩段（Pt2ag2-2）在主矿段0线附近出现明显的突变（图2-6）。
（5）矿体厚度与矿化程度的突变
图2-4 内蒙古东升庙矿床纵剖面图
（资料来源：本文和化工部内蒙古地质队）
1— 矿体；2—含角砾状矿石的矿体；3—菱铁矿层；4—推测的同生断层；5—岩段界线；6—岩段代号；7—矿体编号
该成矿系列的矿床具有鲜明的层控特征，矿体总体呈层产出，但在有些地段，可见到矿体厚度出现突变或消失现象。图2-4，2-5清楚地显示了狼山地区的东升庙矿床有些厚数十米或上百米的闪锌矿、方铅矿、黄铜矿体、黄铁矿、磁黄铁矿（或它们的复合矿体）在相邻近的钻孔中突然变薄，甚至消失、形成鱼头状矿体。这种矿体上覆岩段界线和矿体都呈舒缓波状，显然其厚度突变现象不是后期构造引起。图2-6表明在渣尔泰山地区的甲生盘矿床主矿段0勘探线附近，大量Pb-Zn矿体集中产出，且角砾岩发育。向西到相邻的勘探线，矿层产出明显变少。
（二）同生断裂对成岩成矿的控制
同生断裂是狼山-渣尔泰山裂陷槽（图2-3）在含矿（火山）沉积建造狼山群与渣尔泰山群沉积过程中的一种特殊且又非常重要的控矿构造类型。其特殊性在于断裂活动与火山活动及沉积作用同时且持续地进行；其重要性则在于它控制着该裂陷槽（裂谷带）内次级断陷盆地的空间展布和盆地内的沉积作用、火山活动和成矿作用。
1.区域性同生断裂对成岩成矿的控制
主要是控制裂陷槽及其内部次级断陷盆地的空间展布和区域沉积相、沉积带的分布。
图2-5 内蒙古东升庙矿床勘探地质剖面图
（资料来源：同图2-4）
1—推测的同生断层；2—火山岩夹层（其余图例同图2-4）
图2-6 内蒙古甲生盘矿床纵剖面图
（资料来源：内蒙古105地质队与本文）
区域沉积-构造和岩相古地理研究表明，在中元古代，狼山-渣尔泰山裂陷槽在太古宙末—古元古代形成的古构造-沉积格局的基础上，总体下降、继续沉陷，形成多个古陆边缘的次级断陷盆地，东升庙、炭窑口、霍各乞、甲生盘等矿床都是位于该裂陷槽内三级断陷盆地边缘的更次级凹陷的边缘带（图2-3）。这些次级断陷盆地的边界受区域性断裂控制，如东升庙、炭窑口沉陷盆地的北界是太阳庙-翁根（F4）断裂、南界则受F2断裂控制。在拉张条件下，这些区域性断裂继承性活动，使得断裂之间的地域下陷，且不同范围的下陷幅度不同，从而在这些次级断陷盆地内又形成了一些局部的凹陷、并接受物源主要来之于地壳表层、少部分来之于地球内部的造岩（火山熔岩、凝灰质等）、成矿物质的沉积。由于地壳活动的不均一性和不同次级盆地周边的物质来源不同，以及沉积速率不同等方面的差别，因而在该裂陷槽的不同部位有不同的沉积建造岩相的形成和成矿元素的富集。
2.矿区内同生断裂对成岩成矿的控制
中元古代沉积的中期，随着拉张作用的进行，沉积盆地内水深加大，进入狼山群第二组和渣尔泰山群的增隆昌组＋ 阿古鲁沟组的以碳酸盐岩（白云岩）为主，另有碎屑岩沉积的喷流-沉积成矿时期，赋矿盆地中同生断裂活动十分明显。此期以东升庙一带“双峰式”火山岩夹层在二组一段顶部产出为标志，意味着赋矿盆地进入相对张裂高峰期，同生断裂活动也相应显著加强。同生断裂在此期内在不同断陷盆地内的持续、脉动性活动结果是：
（1）导致矿区范围内含矿岩段岩相（性）、地层厚度和矿体厚度急剧变化，并在一定程度上控制着矿体的形成与空间分布
以图2-4为例，可以得到以下信息：
从东升庙矿床12勘探线附近往西， 白云石大理岩段厚度急剧增加，到零线附近厚达460余米，至7勘探线往西再变薄，形成本矿床很特殊的以块状白云石大理岩为主的无矿带。该带内层间角砾岩发育、同生角砾为细晶块状白云石大理岩。说明在此沉积阶段内， 12勘探线附近以西至7勘探线附近，是下降盘，且沉降幅度较大。
进入 以含炭质页岩为主的沉积阶段，12勘探线附近以西至7线一带则转为上升盘， 岩段变薄、矿化弱，工业矿体极少；而12勘探线附近以东则转为下降盘， 岩段沉积的地层厚度变大。
图2-6同样表明甲生盘矿床唯一含矿的阿古鲁沟组第二岩段（Pt2ag2-2）在主矿段附近同生断裂两侧的厚度与矿体分布的突变情况。
（2）导致局部的海底火山喷溢（发）和深部成矿流体（含矿热水）进入海盆，并制约一些矿体的形成与空间分布
同生断裂是深部成岩、成矿物质（流体等）进入古裂谷盆地的通道。在下降盘，矿种多、矿化度高（图2-4～图2-6），还可有含角砾状矿石的厚大Zn-Pb-Cu复合矿体的形成（图2-4）。这是深部含矿热水不断地顺同生断裂上升喷流至海盆，并在下降盘一侧卸载、沉淀富集的结果。由此也说明同生断裂在一定程度上控制着矿体的形成与空间分布。此外，东升庙矿床的变质基性火山岩具有一定的线状分布特征，其产出位置受同生断裂的制约，在靠近同生断裂处，厚度增大；远离同生断裂时厚度变小、甚至消失。
（3）同生断裂活动频率与持续时间影响矿床规模
在不同断陷盆地内，同生断裂活动的时限、频率不同，成矿结果也各不相同。例如，东升庙矿床在含矿的第二组第一段 一开始沉积，同生断裂就已活动（此时主要是先存控制盆地边界的深大断裂的再活动），这从二组一段底部的①号硫铁矿体（图2-4）中有同生角砾状硫铁矿石可以得到证实。此后随着地壳运动加强，同生断裂继续活动、在下降盘层间砾岩发育（图2-4，2-5），切割地壳的深度也不断加大，到二组一段沉积晚期，“双峰式”火山岩夹层形成，意味着赋矿盆地进入相对张裂高峰期。同时也为深部成矿物质继续顺同生断裂上涌进入赋矿海盆做了准备。在第二组二段 和三段 沉积阶段，同生断裂进一步活动，大量的Zn、Pb、Cu、Fe不断地沿同生断裂上升，在赋矿盆地喷流卸载、聚集形成Zn、Pb、Cu、Fe硫化物（复合）矿体和独立的菱铁矿层，以致矿床规模达到超大型。
而渣尔泰山甲生盘矿床则不同，在与东升庙一带的狼山群含矿第二组相当的增隆昌组和阿古鲁组地层中（表2-2），除了含矿的阿古鲁沟组二段（Pt2ag2-2）之外，其他不含矿地层中同生断裂活动特征虽然也有，但都远不如东升庙矿床的那么强烈，因而只有Zn、Pb、Fe硫化物矿体（缺少Cu矿体和菱铁矿层），矿床规模为大型。