在薩落依礦區，矽質巖既產於基性熔巖流之間，也產於火山碎屑巖中。在阿克塔什礦區，矽質巖主要產於塊狀礦體上部或火山碎屑巖中。矽質巖層與地層整合產出，厚度壹般為幾米，最厚者可達4 m，在走向上，斷續延長近1000 m。
1.矽質巖的巖石學及巖石化學
礦帶出露的矽質巖可分成兩類：具條帶狀或紋層狀構造的淺灰色矽質巖，可稱為燧石巖；具條帶狀或紋層狀構造的紫紅色矽質巖，由於矽質巖含大量浸染狀鐵氧化物造成的結果，稱之為碧玉巖。在阿克塔什礦區只見到了燧石巖，未見到碧玉巖；在薩落依礦區燧石巖和碧玉巖都有產出。條帶狀燧石巖都或多或少的含壹定量的硫化物，最常見的硫化物為黃鐵礦，有時也有閃鋅礦。硫化物往往集中呈條帶狀或紋層狀產出，它們與矽質條帶互層，形成十分發育的條帶狀構造。研究證明，兩個礦區的矽質巖在礦物組成上有壹定的差別。
阿克塔什礦區的矽質巖：該區矽質巖具條帶狀構造，條帶由黃鐵礦、矽質相對集中分布形成，連續性較差，帶寬為0.2～1.3 mm不等。顯微鏡下研究證明，矽質條帶由石英、黃鐵礦組成。石英占總體積的95%左右，呈他形粒狀集合體，粒度為0.05 mm，具花崗變晶結構。偶見石英斑晶產於細粒石英集合體中，粒度為0.65 mm。斑晶形狀各異，有的為渾圓狀，有的為尖刀狀，具火山晶屑特征。細粒再結晶的石英在這種斑晶周圍則呈長條狀，並垂直斑晶周邊生長。這說明斑晶是在石英再結晶之前形成的，而不可能是後期再結晶的產物。矽質條帶中有少量呈浸染狀分布的黃鐵礦，多為正方形或長方形自形晶，粒度0.05～0.25 mm。黃鐵礦條帶主要由黃鐵礦、石英及白雲母組成。黃鐵礦占總量的55%左右，多為半自形粒狀，粒度為0.12～0.15 mm。單晶中常有大量雜質礦物包裹體，有時見到顯微雛晶。另外，在該類黃鐵礦中，成巖環帶增生晶較發育，為礦床同生成因提供了證據。黃鐵礦受後期構造破碎作用較強，壓碎結構、壓溶結構及位錯凹槽等十分發育。石英占該條帶總體積的35%左右。這種與黃鐵礦***生的石英多為長板狀晶體，長0.3 mm，寬0.03 mm。長板狀石英往往垂直黃鐵礦周邊生長，具束狀結構特征。白雲母占該帶總體積的7%～10%左右，為板狀自形晶，長為0.04～0.75 mm，寬為0.01～0.07 mm。該礦物往往集中呈條帶沿黃鐵礦條帶分布。白雲母遭到較強的後期蝕變作用影響，有時完全分解不顯光性。另外，矽質巖中還有2%左右沸石類礦物，1%左右綠泥石，它們都是後期熱液蝕變的產物。
薩落依礦區的矽質巖：由條帶狀硫化物燧石巖及條帶狀碧玉巖組成。條帶狀硫化物燧石巖由硫化物條帶和矽質條帶互層組成。矽質條帶占全巖石總體積的 70%以上，帶寬0.2～2.1 mm不等。該條帶主要組成礦物為石英、綠泥石。石英為隱晶質和微晶集合體，占矽質條帶總體積的 70%左右。該礦物為他形粒狀，粒度為 0.02～0.05 mm，具花崗變晶結構，綠泥石為鱗片狀，粒度為0.02～0.05 mm。綠泥石常集中分布，形成條帶，並與石英條帶互層構成矽質巖的紋層。綠泥石占矽質條帶總體積的30%左右，其含量顯然比阿克塔什礦床矽質巖中高得多。硫化物條帶占全巖總體積的 30%左右，主要由黃鐵礦、閃鋅礦組成。黃鐵礦占硫化物總體積的 90%，半自形晶，粒度為 0.5～2.1 mm。該礦物中常含有柱狀石英，其柱長0.06～0.1 mm。這是壹種典型的低溫石英，在 VHMS 型及 Sedex 型礦床中常見（Eldridge，et al.，1983，韓發等，1997）。這種石英的存在，為該礦床形成於低溫條件下提供了證據。在後期變形-變質作用影響下，黃鐵礦強烈破碎，形成壓溶結構及位錯變形。閃鋅礦占硫化物條帶總體積的7%左右。在透射光下，閃鋅礦呈淺米黃色，說明該礦物是低鐵變種。電子探針分析證明，閃鋅礦中鐵含量相當低，變化於0.5%～1.6%。這種低鐵閃鋅礦是在低溫條件下形成的。閃鋅礦中常有大量黃鐵礦微粒，呈渾圓狀、乳點狀或棒條狀。這些黃鐵礦微粒有的無規律分布，有的沿閃鋅礦解理或裂隙系統分布。因此黃鐵礦可能有兩期：第壹期黃鐵礦（無序分布者）可能與閃鋅礦近同期形成，以微包裹體方式存在於其中；第二期黃鐵礦可能是在後期熱事件中形成，以充填-交代方式存在於閃鋅礦的微裂隙之中。總體看來，閃鋅礦與黃鐵礦時空關系較密切，形成時間可能十分接近。
另外，在條帶狀硫化物燧石巖中，經常有少量（1%左右）黃銅礦產出。該礦物有時呈細脈狀交代黃鐵礦，有時呈浸染狀分布在矽質巖中。總之，黃銅礦是後期礦化事件的產物，與硫化物燧石巖同生成因無直接關系。
條帶狀碧玉巖為暗紅或紫紅色，具十分發育的條帶狀或紋層狀構造。條帶基本上可分為3種：以石英、綠泥石為主的條帶；以石英、斜黝簾石、綠簾石、錳綠簾石為主的條帶；以斜黝簾石、綠簾石、石英為主的條帶。3種條帶中都含石英、鈉長石晶屑（占全巖總體積的5%～10%）及自生鉀長石（表4-1）。顯微鏡下研究證明，在不同條帶中，上述礦物產出特征基本相似。
石英呈他形粒狀，粒度為0.003～0.005 mm。這些微晶石英有時呈球顆狀集合體，球顆直徑為0.05～0.1 mm。綠泥石為鱗片狀集合體，鱗片粒度為0.005～0.01 mm。簾石類礦物有斜黝簾石，綠簾石及錳綠簾石3種。壹般情況下，在深色條帶中綠簾石多些，在淺色條帶中錳綠簾石多些。綠簾石和錳綠簾石均為他形粒狀，粒度為0.02～0.035 mm。個別錳綠簾石呈柱狀，柱長為0.2～0.35 mm，多色性特別顯著：np為橙黃色、nm為紫紅色、ng為鮮紅色。這種柱狀錳綠簾石往往沿著局部熱液再活動的條帶分布，在這種條帶內斜黝簾石也較發育。斜黝簾石是該區碧玉巖中常見礦物之壹，其含量可占全巖總體積的10%左右。該礦物為不規則粒狀，有時為長條狀。這種長條狀斜黝簾石往往形成球粒狀集合體，具有渾圓形輪廓，球粒直徑為0.03 mm，均壹分布在微晶石英、綠簾石集合體中。
表4-1 薩落依礦床碧玉巖中長石電子探針分析結果（wB/%）
表4-2 薩落依礦床簾石類礦物電子探針分析結果（wB/%）
簾石類礦物應屬準同期水熱變質作用的產物，其可能是與基性火山作用有關熱液沈積巖的重要特征。在海底熱液成礦系統中，熱液沈積物中含有壹定量的火山凝灰物質是普遍現象。顯微鏡下研究證明，該碧玉巖中確實含石英、斜長石晶屑，這些晶屑為棱角狀、尖刀狀，粒度壹般為 0.075～0.1 mm。當然，顯微鏡下難於確定的更微細凝灰物質肯定存在。這些基性火山灰物質富含Al、Mg、Fe、Ca、Mn。在熱變質作用影響下則形成了斜黝簾石、綠簾石、錳綠簾石等礦物。電子探針分析表明，這些簾石類礦物都富含 Al、Fe、Ca，特別是錳綠簾石相對富含MnO（表4-2）。
本項研究對條帶狀碧玉巖進行了巖石化學全分析。化學分析工作是在中國科學院地質研究所化學分析實驗研究室進行的，分析方法為 X 射線熒光光譜。從分析結果（表 4-3）可以看出，薩落依、古魯滾涅克礦床的碧玉巖富含 Al、Fe、Ca、Mg、Mn 等組分，FeOt、MgO、MnO、CaO的含量在基性巖中分別為 11.03%、7.46%、0.25%、9.68%，而在酸性巖中則分別為3.79%、0.70%、0.08%、1.63%，比前者低3～10 倍。因此，研究區碧玉巖富含基性巖的組分，這是該類巖石形成於基性火山海底熱液成礦系統的直接證據。
另外，有的碧玉巖特別富含Na2O（表4-3、97SL025號樣）。這是該類樣品含較多斜長石晶屑所至。電子探針分析表明（表4-1），這些斜長石都是鈉長石，它們可能是在海底火山熱液系統中經鈉質交代而成。除了呈晶屑存在的鈉長石外，其實在研究區的矽質巖中都或多或少含有微晶鈉長石。這些微晶鈉長石可能是由更微細的基性火山灰物質變來。
表4-3 薩落依礦床、古魯滾涅克礦床熱液沈積巖的化學組成（w B/10-2 ）
2.矽質巖的稀土元素組成特征
對薩落依礦區4件碧玉巖樣品進行了稀土元素組成測定。測定工作是在中國科學院地質研究所化學分析實驗研究室完成的，測定方法為等離子光譜。從分析結果（表4-4）及其球粒隕石標準化圖形（圖4-1）可以看出，這4件樣品的ΣREE明顯不同，可分成兩組：第1組的ΣREE變化於156.31×10-6 ～170.36×10-6 ，相對較高；第 2 組的ΣREE 變化於73.55×10-6～99.53×10-6，相對較低。顯微鏡下研究證明，前者（樣號為96008，96053）富含簾石類礦物，這可能是其富集REE的原因。從表4-4 和圖4-1 還可以看出，4 件樣品的銪異常均不明顯，但鈰顯著虧損，δCe最低者只有0.58，輕重稀土分餾不強，La/Yb變化於3.90～6.10，均值為4.77。
表4-4 薩落依礦床、古魯滾涅克礦床熱液沈積巖的稀土元素含量（w B/10-6 ）
圖4-1 薩落依礦床、古魯滾涅克礦床碧玉巖的稀土元素圖形
現代海水沈澱下來的化學沈積物，如洋中脊附近的Fe-Mn沈澱物，準確地反映了海水相對虧損 Eu和 Ce的特點。福爾（1977）認為，化學沈積物特別是條帶狀含鐵建造是追蹤隨著時間的推移沈積環境中稀土元素演化的最好物質。含鐵建造作為典型的熱液沈積巖，隨著地質歷史的演化，其稀土元素組成有如下特點：第壹，從太古宙至今，各類含鐵建造的 REE總量都是低的（Fryer 1983；Graf，Jr.，1978；Fleet，1984），當然那些富含磷灰石、獨居石或磷釔礦的樣品除外，因為這些礦物特別富集REE；第二，在太古宙含鐵建造中未發現 Ce有明顯的異常，而自中、新元古代開始則觀察到了富集和虧損兩種異常的例子，在現代洋脊金屬沈積物中具有顯著的 Ce虧損；第三，Eu異常對不同類型的化學沈澱物不壹樣。例如，阿爾戈馬型鐵建造，無論它們產在太古宙還是古生代，都普遍具有 Eu正異常，並且其REE圖形十分相似；而蘇必利爾湖型鐵建造壹般不具 Eu正異常，但幾乎在每壹個地區的測試樣品中，總有個別樣品顯示弱的 Eu異常。現代洋脊金屬沈澱物中普遍具有負 Eu異常；第四，太古宙含鐵建造稀土元素分餾不明顯，La/Yb比值可低至3.5，而自元古宙起，則其輕重稀土分餾趨於增強，東太平洋隆峰頂沈積物的La/Yb比值為6.1～6.3（Fleet，1984）。但總的看來，這個比值仍然低於同時代的陸源沈積物，如現代深海軟泥La/Yb比值為 11（Mclennan and Taylor，1980）。特別要指出的是，在地質歷史的演化中，含鐵建造中的Ce及Eu異常明顯的規律性與地殼及海水本身的演化有關。在太古宙及古元古代，由於強烈的火山活動，大量的強還原熱流體排泄到海洋，因此，當時的海水富含Eu2+，各類化學沈積物都具有顯著的正 Eu 異常。自中元古代以後，由於海水變成氧化型的，Eu2+、Ce3+分別被氧化成 Eu3+、Ce4+而與其他的稀土元素分離。因此，自中元古代起、局部地區自古元古代起，各類化學沈積物明顯虧損 Eu、Ce，尤以現代洋中脊的金屬沈積物為特征（Eryer，1979）。當然，在特殊條件下，由於局部環境具強還原熱流體的存在，有些化學沈積物具有 Eu正異常，如布羅肯希爾礦床的硫化物礦石及近源噴氣巖（Lottermoser，et al.，1989），古生代阿爾戈馬型鐵建造及某些塊狀硫化物礦石（Graf，Jr.，1977、1978）。特別是近十年來對不同地質環境下熱液系統中熱流體及有關化學沈積物的研究證明，在海底熱泉噴口處，在海水混入量較少的情況下，熱流體及其化學沈積物顯著富含輕稀土，並具強正銪異常（Michard，et al.，1983、1989；Timothy，et al.，1990，表4-5）。
表4-5 不同地質環境下高溫熱流體及其化學沈積物稀土元素的某些特征參數
上述可見，研究區碧玉巖的ΣREE比壹般熱液成因矽質巖的ΣREE偏高（韓發等，1997），這可能是該類巖石中含壹定量火山凝灰物質所致。正如福爾（Fryer，1983）指出的，熱液沈積物的稀土元素含量壹般是非常低的。因此，任何有意義的陸源物質或火山碎屑的加入都會嚴重影響REE的豐度，也影響其數據的解釋。盡管如此，研究區碧玉巖鈰和銪異常的情況與現代洋脊金屬沈積物很相似，說明它們是在水體中沈積形成的，但是又與海底熱液系統有關。另外，與各類含鐵建造相似，本區碧玉巖均具有重稀土比同時代碎屑沈積巖相對富集的特征。這是因為重稀土配合物具有較大的穩定性，故它們在水中停留時間比輕稀土要長，結果海水比同時期的海洋碎屑沈積物相對富含重稀土，如太平洋海水、現代深海軟泥及北美頁巖的La／Yb比值分別為5.41、11和10.6。研究區碧玉巖的La／Yb比值平均為4.77，不但低於現代深海軟泥，也低於40個北美頁巖的平均值，證明它們不是壹般的陸源沈積物，而是在海水參與下，以化學沈澱方式形成的熱液沈積巖。
3.矽質巖噴氣沈積成因證據
已經積累起來的大量實際資料和野外地質關系的研究證明，前寒武紀鐵建造及與塊狀硫化物礦床有關的各類矽質巖、長石巖及電氣石巖等均屬熱液沈積巖。在這樣的背景上采用類比的方法，對有關熱液沈積巖的成因進行研究。
從矽質巖巖石學本身來看，它具有非常發育的沈積條帶狀構造，顯然不是交代形成的。然而礦物結晶程度差，粒度微細，特征的縫合線結構，意味著它未曾遭受過強烈的變質作用，也不可能是砂巖之類的巖石經變質作用形成。特別是在矽質巖中常常見到壹種由微晶石英組成的膠粒狀結構，單個膠粒直徑為 0.05～0.1 mm，多呈圓形或橢圓形。這種膠粒狀結構在加拿大塞爾溫盆地與塊狀硫化物礦床有關的矽質巖以及澳大利亞 Mount Windsor火山巖帶的矽鐵質噴氣巖中亦常見（Duhig，et al.，1992）。另外，在澳大利亞東北部 Lau盆地中於水下1990 m處現代熱液沈積形成的重晶石-蛋白石巖中，也見到了這種膠粒狀結構的蛋白石（Bertine，et al.，1975）。研究表明，這種結構是膠體沈積形成的，說明了矽質巖是SiO2化學沈澱的直接產物。
矽質巖有生物成因的也有火山成因的。但以下的地質事實十分重要：①矽質巖在地質歷史中的分布以前寒武紀為最多，在顯生宙則逐漸減少；②從數量上來看，矽質巖以產於地槽區為主，並且絕大多數不含或很少含矽質生物介殼；③地槽區的矽質巖往往直接位於水下噴發熔巖之上（Carrison，1974）或直接上覆於熱鹵水沈積物（塊狀硫化物、赭石等）之上（Bernard，1982；Robertson，et al.，1974）；④這種矽質巖往往與含黃鐵礦的黑色頁巖伴生，而與碳酸鹽巖“勢不兩立”（Siever，1962；Хворова，1977）；⑤特別是對於地槽區的矽質巖，盡管它們有時含有矽質生物介殼，然而這些矽質生物是與燧石巖成因無關的附帶組分，只是因為那裏富矽的水體環境是它們得以保存下來的良好場所（Robertson，et al.，1974）。上述事實說明，與矽質巖有關的沈積建造形成於閉塞的深水局限盆地，其中只接受少量或不接受碎屑物質，因此海水化學成分與正常海水不同，即存在非正常補給的SiO2使得矽質生物介殼得以保存，並且 pH 值偏低，使浮遊的鈣質生物殘體發生溶解（Siever，1962）。因此，矽質巖的形成與火山活動有著密切關系，生物成因不是主要因素。尤其在某些礦床中，如中國大廠錫-多金屬礦床，加拿大沙利文和澳大利亞布羅肯希爾的塊狀硫化物型礦床，其矽質巖中具噴氣成因特征的電氣石巖紋層非常發育，這是生物成因的矽質巖所不具備的。另外，現有的資料表明，不同成因類型的矽質巖化學組成是不壹樣的。從表4-6可以看出，TiO2、Al2O3、K2O、Na2O、MgO 的百分含量在生物成因的矽質巖中普遍低，而在與火山作用或海底熱液系統有關的矽質巖中普遍高，這種差別對於判別矽質巖的成因是特別有用的。為醒目起見，將有關資料表示於圖4-2、4-3。從 Al2O3-TiO2的投影圖上可見，生物成因的矽質巖與火山或海底熱鹵水成因的矽質巖明顯分為兩個區。同時，在生物成因的矽質巖區，投影點零散分布，Al2O3和 TiO2之間無相關關系；而在火山及海底熱鹵水成因的矽質巖區，投影點呈帶狀分布，Al2O3和 TiO2之間相關系數為0.6390，呈正相關關系。地球化學研究表明，對於充分海解的化學沈積巖 Al2O3和 TiO2之間呈正相關關系（韓發等，1983）。圖 4-2 揭示出來的規律與這壹原則是壹致的，其提供了另壹個判別矽質巖成因的地球化學方法。當把阿克塔什-薩落依地區矽質巖樣品分析結果投影於圖4-2，4個數據點都落在了火山或熱鹵水成因的矽質巖區，說明矽質巖在成因上與熱鹵水活動有關。在w（Al2O3）-w（K2O+Na2O）圖解上，兩種不同成因的矽質巖也明顯分為兩個區。同樣，研究區樣品的投影點也都落在了火山或海底熱鹵水成因的矽質巖區內（圖4-3）。
圖4-2 不同成因矽質巖中w（TiO2）-w（Al2O3）關系圖
圖4-3 不同成因矽質巖中w（K2O+Na2O）-w（Al2O3）關系圖
表4-6 不同成因矽質巖的化學成分（wB/%）
4.關於矽的來源問題
為探索矽的來源，首先要討論的壹個關鍵性問題是，海底火山活動或熱鹵水系統能否提供足夠物質以形成熱液沈積巖。尤其是這種系統能否提供足夠的SiO2形成矽質巖，又是關鍵的關鍵，因為矽質巖是熱液沈積巖中數量最多、分布最廣的巖石。另外，在20℃時，非晶質SiO2要達到119.26×10-6才能從正常海水中以化學沈澱方式沈積下來，而正常海水中只有4×10-6的非晶質SiO2。下面我們用壹些現代地熱系統及海底熱鹵水系統的資料，簡要闡明這個問題。
西藏地區喜馬拉雅現代陸相地熱帶沒有火山活動，但熱水爆炸及間歇噴泉活動十分強烈。該區 277 個水樣研究結果表明，SiO2是熱泉水中重要組分，其平均含量以（32～100）×10-6為主，大於100×10-6者占總樣品數的17%。那些富含 SiO2的熱泉，當熱水噴到地表以後，SiO2則變為凝膠狀態，以化學沈澱方式沈積下來，形成矽華臺地、矽華丘。有的矽華丘高達50 m，有的甚至高出河谷達 400～500 m。這些 SiO2的沈澱物常呈致密塊狀、條帶狀構造（中國科學院青藏高原綜合考察隊，1981）。上述資料雖然來源於陸相熱泉系統，但它至少說明熱泉系統確實能提供大量的 SiO2，並形成相當規模的矽質巖。關於現代海底火山活動和熱鹵水系統目前也積累了大量的資料：在 Surtsey 火山活動區附近，SiO2濃度突然提高了 3 倍（Stefansson，1966）；在南極洲 Deception 島火山噴氣活動區附近，水體中Si和Mn濃度分別達到50700mg/L和2420mg/L（Elderfield，1972）；Banu Wuhu海底火山噴口熱水中SiO2含量比附近海水高10倍，鐵和錳的氧化物沈作用顯而易見（Zelenow，1964）；紅海熱液系統（A-Ⅱ海淵）的鹵水中含 SiO2為 64.19×10-6 ，是正常海水的16倍（Emery，et al.，1969）；太平洋 21°N 熱泉系統中，噴口附近鹵水含 SiO2高達1291×10-6 （Rosenbauer，et al.，1983），此處白色煙室噴出的流體主要成分是重晶石和非晶質的SiO2。研究證明，從這些鹵水中形成的化學沈澱物確實含有大量的非晶質 SiO2。如紅海“A-Ⅱ”海淵的沈積物中，鐵蒙脫石相、非晶質針鐵礦相、硫化物相和水錳礦相分別含 SiO2為24.4%、8.7%、24.7%和7.5%，其中被確定下來含SiO2的礦物只有鐵蒙脫石，因此，其他各相中均含有大量的非晶質SiO2（Bischoff，1969）。在太平洋21°N“黑色煙室”沈積物中，也有大量非晶質 SiO2，這些非晶質 SiO2有的在硫化物表面呈球狀，有的呈薄層狀與硫化物互層產出（Haymon，et al.，1981）。在澳大利亞東北部 Lau 盆地所發現的重晶石-蛋白石巖更是富含SiO2的現代熱液沈積物。海洋地質學研究發現，海底熱泉系統總是位於規模不大的局限性深水盆地內。如紅海“A-Ⅱ”海淵長14 km、寬5 km、水深2170 m。太平洋21°N處的“黑色煙室”分布於長6.2 km、寬僅0.2～0.5 km、水深2600 m的狹長盆地中。這就保證了排泄到海底的熱鹵水與廣海中的大洋水互不發生混合，因而有利各類化學沈積物的形成。其實這種地質環境與古代塊狀硫化物礦床的形成環境是壹致的。
許多研究者對海底火山活動或熱鹵水系統對海水成分的影響及其在地質歷史中的演變給予了極大的重視。表4-7是每年排泄到海底的熱鹵水及註入大洋的河流帶入海洋中某些成分的資料（Honnorez，1983）。不難看出，鹵水與河流帶入大洋中的主要成分的數量幾乎相等，其中鹵水帶給大洋的Mn、Li、Rb更多。根據現代洋中脊熱鹵水對流系統計算，在5～11 Ma內，全部海水可能通過洋脊對流循環壹遍，在200 Ma內洋底可能更新壹次，因此洋底沒有發現老於侏羅紀的巖石。這些資料說明，即使地殼運動處於相對穩定的今天，海底熱液系統對海水成分的影響也起著“二分天下”的作用。如果考慮到地球形成的早期，海底火山活動更強烈，那麽海底熱液循環系統帶給大洋的物質就更加可觀。稀土元素地球化學的研究已經為此提供了證據。如前所述，自太古宙及古元古代開始，到中元古代及顯生宙，各類含鐵建造中 Eu、Ce 的異常具有明顯的規律性的變化。這種變化證明了，在太古宙和古元古代通過海底熱泉系統有大量強還原熱流體被傾瀉到海底（Fryer et al.，1979）。這種熱流體勢必含有大量 SiO2，並從中沈澱形成矽質巖。這就不難理解，矽質巖在地質歷史中的分布主要出現於前寒武紀。當然，隨著地質歷史的發展，海底火山活動逐漸變弱，與之有關的化學沈積物也相應減少，以至於在現代大洋盆地中沒有相當規模的這類化學沈積物被發現。顯然，在這裏不能機械地應用“將今論古”的原則。基於這種理解，把阿克塔什-薩落依成礦帶產出的地質環境、含礦建造、主要容礦巖石的巖石學及地球化學特征聯系起來看，我們認為本區的矽質巖是從海底熱鹵水循環系統中以同生沈積/成巖方式形成的。在以熱液沈積巖為主的層位中，有少量的陸源泥質和火山灰物質混入，形成紋層狀的綠簾石巖，這並不是什麽反常的現象，而是客觀地質作用的必然結果。
表4-7 海底熱鹵水及河流帶入海洋成分對比表（mol/a）