（壹）同生斷裂的確認
由於同生斷裂（Synchronous fault）作用是和沈積作用、火山作用、成礦流體活動、成礦作用同時且持續地進行，因此，含礦火山沈積（變質）建造必然是同生斷裂活動的忠實記錄者。同生斷裂活動特征必然會反映在相應的含礦（火山）沈積變質建造狼山群和渣爾泰山群中。
但因後期多次構造形變改造（彭潤民等，2000），含礦建造狼山群和渣爾泰山群的同生斷裂活動特征已受到破壞與改造而變得模糊、不易直接判別。近年通過對該成礦系列的壹些典型礦床深部地層的系統觀察與地表追索，綜合分析容礦巖組的巖性組成及其變化、含礦特征、礦體內部結構與空間分布規律等資料，已確認在狼山群和渣爾泰山群含礦巖組中同生斷裂活動十分明顯。其主要確認依據可歸納如下：
（1）含礦地層巖相（性）的突變
在含礦巖組中，順地層層位，可以從細晶白雲石大理巖突變為炭質千枚巖或其他巖性（如二雲母片巖等），這種現象在深部和地表均可見到。
（2）在含礦巖組的各巖段中存在層間礫巖、層間混雜堆積、滑塌角礫巖
如在東升廟礦床二組壹段與三段的變余薄、紋層細晶白雲石大理巖中，可見到青灰色-淺灰（白）色的眼球狀、透鏡狀細晶塊狀白雲石大理巖角礫，其長軸方向總體與上、下地層的層面平行。這種角礫往往產在層間的無礦帶（圖2-4），並且角礫多有變形、彎曲、受擠壓、拉伸、長軸方向的末梢多有被溶蝕現象。
壹些角礫還具有與上下地層和火山巖夾層變余斑晶形變相似的膝狀構造，依據這種宏、微觀上受構造擠壓變形特征的壹致性，可以確認它們是同沈積期的同生角礫而非沈積期後的構造角礫。此外，在無礦帶的層狀白雲石大理巖中，還見有香腸狀青灰色白雲石大理巖塊與綠泥石、黃鐵礦、白雲石等的混雜堆積，這種形變強烈的香腸狀白雲石大理巖塊是早期未完全固結成巖的白雲巖破碎並沈積後再塑性變形的結果。
又如在甲生盤礦床容礦巖段的地表露頭上，由於差異風化作用，可以見到從塊狀白雲巖中顯露出來的大小不壹的絹雲母片巖角礫、碎塊和巖屑，它們呈鑲嵌狀出露在塊狀白雲巖的表面。這顯然是變余同生沈積構造特征，而非後期構造現象。
（3）角礫狀礦石
在東升廟礦床的黃鐵礦、磁黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦體中發育（似）角礫狀礦石（圖2-4、2-5），角礫成分為大小不壹的青灰色、灰白色白雲石大理巖塊（Do）、炭質千枚巖塊、石英團塊（Q）、黑雲母片巖碎塊（Bi）、變粒巖塊、變質火山巖碎塊、和Pb-Zn礦石或Py礦石角礫等。在甲生盤礦床的黃鐵礦礦石和鉛鋅礦石中同樣可以見到大小不壹的炭質千枚巖碎塊和早期的鉛鋅礦石。根據礦石中壹些剛性的塊狀白雲石大理巖角礫有明顯的塑性流變（可見到反S 型劈理）或呈弧形彎曲或呈雁行排列，其所屬礦體及其上下地層都總體呈層產出，可以確定這種角礫狀礦石是同生斷裂所致，而非後期構造所為。
（4）含礦巖段地層厚度的突變
順走向和傾向，含礦巖段厚度可出現突變。在東升廟礦床，可見到唯壹含礦第二組的壹段 和二段 順走向（圖2-4）和傾向（圖2-5）有明顯的突變現象。在甲生盤礦床，唯壹容礦的阿古魯溝組第二巖段（Pt2ag2-2）在主礦段0線附近出現明顯的突變（圖2-6）。
（5）礦體厚度與礦化程度的突變
圖2-4 內蒙古東升廟礦床縱剖面圖
（資料來源：本文和化工部內蒙古地質隊）
1— 礦體；2—含角礫狀礦石的礦體；3—菱鐵礦層；4—推測的同生斷層；5—巖段界線；6—巖段代號；7—礦體編號
該成礦系列的礦床具有鮮明的層控特征，礦體總體呈層產出，但在有些地段，可見到礦體厚度出現突變或消失現象。圖2-4，2-5清楚地顯示了狼山地區的東升廟礦床有些厚數十米或上百米的閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦體、黃鐵礦、磁黃鐵礦（或它們的復合礦體）在相鄰近的鉆孔中突然變薄，甚至消失、形成魚頭狀礦體。這種礦體上覆巖段界線和礦體都呈舒緩波狀，顯然其厚度突變現象不是後期構造引起。圖2-6表明在渣爾泰山地區的甲生盤礦床主礦段0勘探線附近，大量Pb-Zn礦體集中產出，且角礫巖發育。向西到相鄰的勘探線，礦層產出明顯變少。
（二）同生斷裂對成巖成礦的控制
同生斷裂是狼山-渣爾泰山裂陷槽（圖2-3）在含礦（火山）沈積建造狼山群與渣爾泰山群沈積過程中的壹種特殊且又非常重要的控礦構造類型。其特殊性在於斷裂活動與火山活動及沈積作用同時且持續地進行；其重要性則在於它控制著該裂陷槽（裂谷帶）內次級斷陷盆地的空間展布和盆地內的沈積作用、火山活動和成礦作用。
1.區域性同生斷裂對成巖成礦的控制
主要是控制裂陷槽及其內部次級斷陷盆地的空間展布和區域沈積相、沈積帶的分布。
圖2-5 內蒙古東升廟礦床勘探地質剖面圖
（資料來源：同圖2-4）
1—推測的同生斷層；2—火山巖夾層（其余圖例同圖2-4）
圖2-6 內蒙古甲生盤礦床縱剖面圖
（資料來源：內蒙古105地質隊與本文）
區域沈積-構造和巖相古地理研究表明，在中元古代，狼山-渣爾泰山裂陷槽在太古宙末—古元古代形成的古構造-沈積格局的基礎上，總體下降、繼續沈陷，形成多個古陸邊緣的次級斷陷盆地，東升廟、炭窯口、霍各乞、甲生盤等礦床都是位於該裂陷槽內三級斷陷盆地邊緣的更次級凹陷的邊緣帶（圖2-3）。這些次級斷陷盆地的邊界受區域性斷裂控制，如東升廟、炭窯口沈陷盆地的北界是太陽廟-翁根（F4）斷裂、南界則受F2斷裂控制。在拉張條件下，這些區域性斷裂繼承性活動，使得斷裂之間的地域下陷，且不同範圍的下陷幅度不同，從而在這些次級斷陷盆地內又形成了壹些局部的凹陷、並接受物源主要來之於地殼表層、少部分來之於地球內部的造巖（火山熔巖、凝灰質等）、成礦物質的沈積。由於地殼活動的不均壹性和不同次級盆地周邊的物質來源不同，以及沈積速率不同等方面的差別，因而在該裂陷槽的不同部位有不同的沈積建造巖相的形成和成礦元素的富集。
2.礦區內同生斷裂對成巖成礦的控制
中元古代沈積的中期，隨著拉張作用的進行，沈積盆地內水深加大，進入狼山群第二組和渣爾泰山群的增隆昌組＋ 阿古魯溝組的以碳酸鹽巖（白雲巖）為主，另有碎屑巖沈積的噴流-沈積成礦時期，賦礦盆地中同生斷裂活動十分明顯。此期以東升廟壹帶“雙峰式”火山巖夾層在二組壹段頂部產出為標誌，意味著賦礦盆地進入相對張裂高峰期，同生斷裂活動也相應顯著加強。同生斷裂在此期內在不同斷陷盆地內的持續、脈動性活動結果是：
（1）導致礦區範圍內含礦巖段巖相（性）、地層厚度和礦體厚度急劇變化，並在壹定程度上控制著礦體的形成與空間分布
以圖2-4為例，可以得到以下信息：
從東升廟礦床12勘探線附近往西， 白雲石大理巖段厚度急劇增加，到零線附近厚達460余米，至7勘探線往西再變薄，形成本礦床很特殊的以塊狀白雲石大理巖為主的無礦帶。該帶內層間角礫巖發育、同生角礫為細晶塊狀白雲石大理巖。說明在此沈積階段內， 12勘探線附近以西至7勘探線附近，是下降盤，且沈降幅度較大。
進入 以含炭質頁巖為主的沈積階段，12勘探線附近以西至7線壹帶則轉為上升盤， 巖段變薄、礦化弱，工業礦體極少；而12勘探線附近以東則轉為下降盤， 巖段沈積的地層厚度變大。
圖2-6同樣表明甲生盤礦床唯壹含礦的阿古魯溝組第二巖段（Pt2ag2-2）在主礦段附近同生斷裂兩側的厚度與礦體分布的突變情況。
（2）導致局部的海底火山噴溢（發）和深部成礦流體（含礦熱水）進入海盆，並制約壹些礦體的形成與空間分布
同生斷裂是深部成巖、成礦物質（流體等）進入古裂谷盆地的通道。在下降盤，礦種多、礦化度高（圖2-4～圖2-6），還可有含角礫狀礦石的厚大Zn-Pb-Cu復合礦體的形成（圖2-4）。這是深部含礦熱水不斷地順同生斷裂上升噴流至海盆，並在下降盤壹側卸載、沈澱富集的結果。由此也說明同生斷裂在壹定程度上控制著礦體的形成與空間分布。此外，東升廟礦床的變質基性火山巖具有壹定的線狀分布特征，其產出位置受同生斷裂的制約，在靠近同生斷裂處，厚度增大；遠離同生斷裂時厚度變小、甚至消失。
（3）同生斷裂活動頻率與持續時間影響礦床規模
在不同斷陷盆地內，同生斷裂活動的時限、頻率不同，成礦結果也各不相同。例如，東升廟礦床在含礦的第二組第壹段 壹開始沈積，同生斷裂就已活動（此時主要是先存控制盆地邊界的深大斷裂的再活動），這從二組壹段底部的①號硫鐵礦體（圖2-4）中有同生角礫狀硫鐵礦石可以得到證實。此後隨著地殼運動加強，同生斷裂繼續活動、在下降盤層間礫巖發育（圖2-4，2-5），切割地殼的深度也不斷加大，到二組壹段沈積晚期，“雙峰式”火山巖夾層形成，意味著賦礦盆地進入相對張裂高峰期。同時也為深部成礦物質繼續順同生斷裂上湧進入賦礦海盆做了準備。在第二組二段 和三段 沈積階段，同生斷裂進壹步活動，大量的Zn、Pb、Cu、Fe不斷地沿同生斷裂上升，在賦礦盆地噴流卸載、聚集形成Zn、Pb、Cu、Fe硫化物（復合）礦體和獨立的菱鐵礦層，以致礦床規模達到超大型。
而渣爾泰山甲生盤礦床則不同，在與東升廟壹帶的狼山群含礦第二組相當的增隆昌組和阿古魯組地層中（表2-2），除了含礦的阿古魯溝組二段（Pt2ag2-2）之外，其他不含礦地層中同生斷裂活動特征雖然也有，但都遠不如東升廟礦床的那麽強烈，因而只有Zn、Pb、Fe硫化物礦體（缺少Cu礦體和菱鐵礦層），礦床規模為大型。