作为中亚造山域的重要组成部分，东天山是中国铁矿重要的生产基地和勘查区（图1a、b； 程 松林等，2008；王京彬等，2006）；自20世纪70年代以来，东天山的阿齐山_雅满苏岛弧带 （或弧后盆地）不断有新的矿床发现，如红云滩、百灵山、黑尖山、雅满苏、黑峰山、双峰 山、沙泉子等（图1c；Fang et al.，2006；Huang et al.，2013；Wang et al.，2005；方 维萱等，2006；姜福芝等，2002；王玉往等，2007；肖昱，2003；张遵忠等，2006）。近十 多年来，东天山Fe（_Cu）矿床的研究主要集中于岩石学（李文明等，2002；李源等，2 011 ；徐璐璐等，2014）、矿床地质特征（Han et al.，2003；Mao et al.，2005；Qin et al. ，2005；李厚民等，2014）和矿床地球化学（Huang et al.，2013；2014a；2014b）等方面 。Huang等（2013）通过对黑峰山、双峰山和沙泉子Fe（_Cu）矿床的黄铁矿Re_Os定年及其S _C_O同位素研究，认为这3个矿床具有IOCG型矿床特征；然而，黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床 作为该成矿带典型的富铜矿化实例，其研究程度十分薄弱。在野外详细调研的基础上，笔者 对该矿床的地质特征、蚀变和矿化期次、流体包裹体和磁铁矿地球化学研究后发现，该矿床 与安第斯著名的Mina Justa（秘鲁）、Raúl_Condestable（秘鲁）、Mantoverde（智利） 、La Candelaria（智利）等IOCG矿床（详见Chen et al.，2011）具有许多相似的地质、地 球化学特征，并认为黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床极可能是一个IOCG矿床。虽然学者们初步发 现 了黑尖山矿床的Fe矿化阶段和Cu（_Au）矿化阶段的成矿过程具有明显不同的特征（Zhao et al.，2014），但是这2种成矿阶段的流体来源和成矿机制尚不清楚。 因此，本文在详细的考察基础上，以H_O同位素来示踪成矿流体来源、成矿流体的演 化过程 ，详细讨论黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床Fe矿化和Cu（_Au）矿化成矿机制的不同之处，并与全 球其他典型的IOCG矿床以及该区域出现的矽卡岩型、海相火山岩型等矿床进行综合对比。
        中亚造山带（CAOB；图1a）位于东欧克拉通和西伯利亚克拉通的南部，克拉库姆、塔里木和 华北克拉通的北部，主要由蛇绿岩、岩浆弧、前寒武基底和增生地体组成（Jahn et al.，2 000；2004；Sengr et al.，1993；Windley et al.，2007；Xiao et al.，2004a；2004b ）。这些地质单元是在古亚洲洋闭合过程中，由洋壳俯冲、弧-陆碰撞以及陆-陆碰撞等一 系列 构造运动形成的（Charvet et al.，2007；Chen et al.，2012；Gao et al.，1998；Han e t al.，2009；Xiao et al.，2009；陈衍景等，2007；2009）。作为CAOB的一个重要组成部 分，东天山位于北疆地区，即位于塔里木盆地北部（图1b），自北向南被近EW向的深大断裂 划分为大南湖_头苏泉岛弧带、康古尔韧性剪切带、阿齐山_雅满苏岛弧带和中天山地块， 这些断裂自北向南依次为康古尔断裂、雅满苏断裂和阿其克库都克断裂（图1c）。
        大南湖_头苏泉岛弧带北部以大草滩断裂与哈尔里克岛弧带为界。大南湖_头苏泉岛弧带主要 由泥盆系—石炭系火山岩和一些侵入体组成（Mao et al.，2005），发育土屋、延东、灵 龙等一些斑岩型铜矿床（Shen et al.，2014；吴华等，2006）。康古尔韧性剪切带位于康 古尔断裂和雅满苏断裂之间，是区分准噶尔板块和塔里木板块的一条重要区域构造带（Mao et al.，2005）。该韧性剪切带主要由具有绿片岩相变质作用和韧性变形的石炭系火山岩（ Xiao et al.，2004c）以及二叠系中_基性侵入体组成，并且分别在东、西部发育一些 铜镍硫 化物矿床（黄山、黄山东；Deng et al.，2014）和金矿床（石英滩、康古尔；Rui et al. ，2002；Zhang et al.，2002）。阿齐山_雅满苏岛弧带位于康古尔韧性剪切带的南部，两 者以雅满苏断裂为界（图1c）。该岛弧带主要由石炭系火山岩、火山碎屑岩、碎屑岩、沉 积岩夹层，以及覆盖石炭系之上的二叠系碎屑岩、火山岩和碳酸盐岩夹层组成（Mao et al. ，2005）。同时，该岛弧带发育一些侵入到石炭系的酸性侵入岩，而这些侵入岩的形成时代 主要集中于晚石炭世—早二叠世（李文明等，2002；周涛发等，2010）。大量的Fe（_Cu） 矿床发育于该岛弧带，如红云滩、百灵山、黑尖山、赤龙峰、雅满苏和沙泉子等，其中一些 矿 床富Cu（-Au）。中天山地块位于阿齐山_雅满苏岛弧带的南部，并以阿其克库都克断裂为 界 。中天山地块主要由片麻岩、石英片岩、混合岩、大理岩、钙碱性的玄武安山岩、 火山碎屑 岩、花岗闪长岩和少量的I型花岗岩组成（Liu et al.，2004；Mao et al.，2005），并发 育Pb_Zn（彩霞山、宏源）、Ag多金属（吉源）和Fe（阿拉塔格、天湖）矿床（图1c）。
        黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床位于新疆哈密市南约150 km处（图1c），其中，Fe和Cu的金属量分 别为12.06 Mt和0.38 Mt，平均品位分别为43.32%和0.78%（新疆维吾尔自治区地质调查 院， 2003），Au的品位未知。矿区出露上石炭统马头滩组，自下而上可分为大致相互平行的3个 岩性段。最底部的岩性段由沉凝灰岩、凝灰岩和玄武岩组成，出露于黑尖山矿区的北部和东 部；而矿区的西部和中部主要出露第二岩性段的凝灰岩、玄武岩和角砾凝灰岩；最上部的岩 性段为玄武安山玢岩，仅在矿区的中部和西部出露（图2）。赋矿围岩主要为马头滩组的第 二、三岩性段（图3、图4），矿体周边围岩普遍具有绿帘石化、角闪石化、绿泥石化和碳酸 盐化。
        黑尖山矿区主要发育3组断裂和1个小型向斜构造。最早期的断裂沿NW_NNW走向切穿马头滩组 第二岩性段的凝灰岩、玄武岩和角砾凝灰岩；较年轻的NNE_NE向断裂局部切穿石英闪长 岩 ；最晚的断裂切穿闪长玢岩、石英闪长岩、石英正长斑岩和二长花岗岩，走向近EW向到NE向 。
     矿区出露的侵入岩主要为一些中_酸性岩体（图2）。在矿区南部，主要出露石英正长斑岩、 石英闪长岩、闪长玢岩以及少量的二长花岗岩；矿区西北部主要为花岗闪长岩和闪长玢岩； 而辉绿玢岩以岩脉的形式在整个矿区均有出露。在矿区出露的这些岩体中，闪长玢岩和石英 闪长岩被石英正长斑岩、花岗闪长岩和二长花岗岩侵入。尽管目前没有准确的年龄 来限定这些侵入体的形成时间，但根据穿插关系判 断辉绿玢岩可能形成最晚
        矿体以透镜状、层状赋存于上石炭系马头滩组的凝灰岩和角砾凝灰岩之中（图3、图4）。采 坑中出露最大的矿体长度为30～50 m，厚度为1～2 m，走向103°，倾向NW向，倾角45°。 根据 不同矿化类型，可将矿石分为氧化物矿石、硫化物矿石、氧化物_硫化物混合矿石，其中， 氧化物矿石和氧化物_硫化物混合矿石最为常见。磁铁矿在氧化物矿石中常以块状、角砾、 浸染状形式出现，偶见脉状磁铁矿产出的氧化物矿石。此外，黄铜矿（金）在硫化物矿石和 氧化物_硫化物混合矿石中常以浸染状和细脉状产出，偶见块状黄铜矿矿石。黑尖山Fe_Cu （_Au）矿床中出现的矿物多为自形、半自形，且常见交代结构，这些交代结构矿物的大量 出现，指示黑尖山矿床可能是一个热液矿床。矿石矿物主要为磁铁矿、赤铁矿、黄铁矿、黄 铜矿，以及少量的银金矿和磁黄铁矿。脉石矿物主要为绿帘石、方解石、角闪石、石英、绿 泥石和少量的钾长石、电气石、绢云母、榍石、钠长石、重晶石。
        详细的矿物共生组合鉴定和脉体穿切关系确定的基础上，黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床的矿 物 生成顺序可划分为7个阶段（图5）。阶段I中的铬铁矿出现在阶段Ⅲ磁铁矿的核部，并被磁 铁矿交代或切穿，指示铬铁矿应该早于磁铁矿形成。阶段Ⅱ以出现大量的绿帘石化为特征， 且绿帘石以热液脉或者集束状产出，并被磁铁矿和角闪石所交代。此外，可见阶段Ⅱ的绿帘 石被阶段Ⅲ的阳起石_磁铁矿脉切穿（图6a）。阶段Ⅲ作为该矿床的Fe矿化阶段，可被分 为赤铁矿亚阶段和主磁铁矿化阶段，赤铁矿亚阶段是根据假象磁铁矿和石英共生现象推断得 出。主磁铁矿化阶段的主要矿物有磁铁矿、角闪石、石英和少量 的钾长石和黄铁矿，且常见磁铁矿与角闪石和石英
共生（图6b）。阶段Ⅳ为黄铁矿阶段，以出现石英_黄铁矿_磁黄铁矿 ±黄铜矿共生的矿物组合为特征，且该阶段的黄铁矿常被阶段Ⅴ的黄铜矿脉和阶段Ⅵ的方解 石脉穿插。阶段Ⅴ为Cu（_Au）矿化阶段，其中可见阶段Ⅲ的磁铁矿被黄铜矿交代或包裹。 同时，可见该阶段的黄铜矿_银金矿_绿泥石脉和黄铜矿_石英_赤铁矿脉切穿块状黄铁矿 和磁 铁矿（图6c、d）。阶段Ⅵ以发育后期热液脉为特征，主要矿物有绿帘石、方解石、赤铁矿 、石英、绿泥石、钠长石、镜铁矿，偶见电气石和重晶石脉。阶段Ⅶ（非成 矿阶段）
主要由表生蚀变的矿物组成，如赤铁矿、孔雀石、氯铜矿、硅孔雀石、蓝辉铜矿、斑铜矿、 辉铜矿和褐铁矿等（图5）。
        从绿帘石蚀变阶段（阶段Ⅱ）到后期脉阶段（阶段Ⅵ）中挑选的14件样品被用于H、O同位素 分析（表1）。在14件样品中，有3件样品代表绿帘石蚀变阶段（3个绿帘石）、8件样品代表 磁铁矿阶段（4个磁铁矿、2个石英、2个阳起石）、3件样品代表后期脉阶段（3个绿帘石） 。Cu_Au成矿阶段由于没有合适的单矿物样品未进行测试。
单矿物的分离工作是先将清洗后的岩石样品破碎，然后在双目镜下挑选，使其纯度达到99 %以上。矿物在分析之前均先在150℃条件下烘干。O同位素测试是在中国地质科学院矿产资 源研究所稳定同位素实验室的Finnigan MAT 253质谱仪上完成的。O同位素的分析根据Clayt on等（1963）的方法进行。硅酸盐矿物除绿帘石外，用BrF₅在580℃条件下处理12 h，而 磁 铁矿和绿帘石用BrF₅在620℃条件下处理48 h。测试结果采用V_SMOW表示，分析精度优于 ±0.2‰，不确定度为1σ。
        同位素测试是在核工业地质分析测试研究中心的Finnigan MAT 253型质谱仪上完成的。H同 位素的分析根据Vennemann等（1993）的方法进行。测试结果采用V_SMOW表示，分析精度优 于±2‰，不确定度为1σ。
        在绿帘石蚀变阶段（阶段Ⅱ），绿帘石的δ¹⁸O_{V_SMOW}值在6.2‰～7.7 ‰之 间（平均值6.9‰）。在磁铁矿阶段（阶段Ⅲ），共生的磁铁矿、石英、阳起石的δ18 O_{V_SMOW}值分别为0.2‰～2.3‰（平均值0.9‰）、11.7‰～11.9‰（平均值1 1.8‰）和7.0‰～7.4‰（平均值7.2‰）。磁铁矿变化范围较大的δ¹⁸OV_S MOW值可分为2组，即表面有氧化的磁铁矿δ¹⁸O_{V_SMOW}值为0.2‰～0.8‰ ；而纯净磁铁矿的δ¹⁸O_{V_SMOW}值为2.3‰。因此，笔者认为，Fe矿化阶 段 磁铁矿的δ¹⁸O_{V_SMOW}值应为2.3‰。在后期脉阶段（阶段Ⅵ），绿帘石的δ ¹⁸O_{V_SMOW}值在7.2‰～9.3‰之间，平均值为8.0‰（表1）。
        在磁铁矿阶段，可以根据共生矿物的阳起石_磁铁矿的氧同位素对（1000 lnα阳起石_ 水=3.96×10⁶/t²-8.25×10³/t+2.37，1000 lnα_{磁铁矿_水}=3.0 2×10⁶/t²-12×10³/t+3.31；Zheng，1991；1993b；Zheng et al.，1991）来计 算磁铁矿阶段成矿流体温度。在选择矿物共 生对进行计算前，笔者先在镜下对矿物进行岩相学观察以确定两者为共生矿物。磁铁矿阶段 的阳起石_磁铁矿的氧同位素对计算出的温度约为590℃，笔者认为该温度代表了形成磁铁矿 时成矿流体的温度。流体包裹体测温结果（未发表）显示，代表各阶段的成矿流体温度分别 为370℃（阶段Ⅱ）、170℃（阶段Ⅳ）和160℃（阶段Ⅵ）。
        在绿帘石蚀变阶段，计算出的绿帘石的δ¹⁸O_fluid值（t=370℃；100 0 ln α_{绿帘石_水}=4.05×10⁶/t²-7.81×10³/t+2.29；Zheng，1993b） 在6.3‰～7.8‰之间，平均值7.0‰。在磁铁矿阶段，计算出的磁铁矿（t=590℃；1 000 lnα _{磁铁矿_水}=3.02×10⁶/t²-12×10³/t+3.31；Zheng，1991；Zheng e t al.，1991）、石英（t=590℃；1000 lnα_{石英_水}=4.48×10⁶/t²-4 .77×10³/t+1.71；Zheng，1993a）、阳起石（t=590℃；1000 lnα阳起 石_水=3.96×10⁶/t²-8.25×10³/t+2.37；Zheng，1993b）计算出 的δ¹⁸O_fluid值分别为8.8‰、9.5‰～9.7‰和8.9‰～9.3‰。在后期脉 阶段，绿帘石的δ¹⁸O_fluid值（t=160 ℃ ；1000 lnα_{绿帘石_水}=4.05×10⁶/t²-7.81×10³/t+2.29；Zheng ，1993b）在1.4‰～3.5‰之间，平均值2.2‰（表1）。
        黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床各阶段不同矿物的δD_{V_SMOW}值已列于表1中。在绿帘石蚀变 阶段（阶段Ⅱ），被角闪石和磁铁矿交代或切穿的绿帘石的δD_{V_SMOW}值为-51.7‰ ～-46.7‰，平均值-49.8‰；在磁铁矿阶段（阶段Ⅲ），与磁铁矿共生的阳起石的δ D V_SMOW值为-126.7‰和-111.8‰；后期脉阶段（阶段Ⅵ）绿帘 石的δD_{V_SMOW}值为-59.3‰～-40.4‰，平均值-49.1‰。
        成矿流体不同阶段δDH₂O值可根据各阶段代表性矿物的平衡方程进行计算，如绿帘 石（阶段Ⅱ： t=370℃；1000 lnα_{绿帘石_水}=9.3×10⁶/t²-61. 9；C hacko et al.，1999；阶段Ⅵ： t=160℃；1000 lnα_{绿帘石_水}=29.2×10 ⁶/ t²-138.8；Graham et al.，1980）和阳起石（阶段Ⅲ： t=590℃；1000 lnα _{角闪石_水}=-23.9×10⁶/t²+7.9；Suzuoki et al.，1976）。计算出的δD H₂O值在绿帘石蚀变阶段为-12.3‰～-7.3‰（平均值-10.4‰），在磁铁矿 阶段为-102.5‰和-87.6‰，而后期脉阶段为-76.1‰～-57.2 ‰（平均 值-65.9‰，详见表1）。
        黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床的热液蚀变期次较多，较为复杂，且Fe矿化与Cu（_Au）矿化阶段 分离，成矿流体也可能显示出不同特征。结合矿床地质特征和H_O同位素数据，笔者对各阶 段的成矿流体来源和演化过程有如下认识：           在阶段Ⅰ，铬铁矿被磁铁矿交代或切穿，根据铬铁矿的普遍成因，笔者认为铬铁矿的形成可 能与高温的基性岩浆有关（Thayer，1960；1964；Zhou et al.，1992；田亚洲，2015）。
        在阶段Ⅱ，由绿帘石计算得出的δ¹⁸O_fluid值为6.3‰～7.8‰，平均值7.0 ‰，这与四川拉拉铜矿床磁铁矿_多金属硫化物阶段、Olympic Dam的磁铁矿阶段和赤铁矿_ 石英阶段范围相似（图7）。在绿帘石蚀变阶段，绿帘石的δD_fluid值为-12.3‰～- 7.3‰（平均值-10.4‰），在δDH₂O_δ¹⁸OH₂O图（图8）中，位 于岩浆水和变质水的上部，代表热液流体在形成大面积绿帘石蚀变时可能并非岩浆成因或变 质成因。笔者认为在阶段Ⅱ，热液流体可能为晚石炭纪海水与围岩发生了交代作用的产物， 该过程可以使得流体δ¹⁸O_fluid值显著升高，但δD_fluid值几乎未发生 变化（Battles et al.，1995）。
        在阶段Ⅲ，计算得出的磁铁矿（8.8‰）、石英（9.5‰和9.7‰）和阳起 石的 δ¹⁸O_fluid值（8.9‰～9.3‰，平均值9.1‰）与秘鲁Mina Justa铜矿（IO CG型）的磁铁矿_ 黄铁矿阶段相似，位于岩浆成因的范围（图7）。该阶段的岩浆热液流体具有相对较低的δD H₂O值且位于岩浆水的下部（图8），明显不同于单一的岩浆成因。笔者推测可能是 围岩中残 留的海水与围岩作用后参与到岩浆热液流体中，并受到有机质还原作用影响（石英包裹体的 拉曼显示该阶段流体中含有少量的SO₂，未发表），使得在阶段Ⅲ的δDH₂O和δ ¹⁸O_fluid值相对于单一的岩浆热液流体分别有一定的降低和升高。因此，笔者 认为该阶段的流体主要为 岩浆热液成因，并受到围岩及围岩中残留海水和有机质的影响。
        在阶段Ⅳ和Ⅴ，热液流体以中_低温的盆地卤水为主（<300℃，未发表流体包裹体数据）， 形 成黄铁矿化和Cu（_Au）矿化。在阶段Ⅵ，绿帘石的δ¹⁸O_fluid值为1.4‰～3 .5‰（平均值为 2.2‰），与拉拉铜矿（IOCG型）的后期无矿脉阶段相似（图7）。同时，如图8所示，该阶 段流体被投在了岩浆水向大气降水演化的趋势线上，且向大气水方向靠近，说明该阶段的流 体以大气降水为主。              在黑尖山，铬铁矿从早期基性岩浆流体结晶形成（阶段Ⅰ）。伴随基性岩浆所产生的区域热 作用，大量晚石炭世海水与黑尖山矿区围岩发生反应并形 成了大面积的绿帘石蚀变（阶段Ⅱ）。之后，高温富 Fe的岩浆热液流体形成了赤铁矿（阶段Ⅲ_A），随着环境变化（可能为f（O₂） 突然降低）大量的角闪石_磁铁矿形成（在约590℃的条件下），并伴有角闪石化和围岩中残留海水可能与围岩发生反应并加入到成 矿 热液中，而围岩中有机物也可能参与了反应过程，
从而影响了成矿流体的同位素特征。值得 说明的是，此时围岩中残留海水相对于绿帘石阶段大量海水的循环涌入是较少的，因此，围 岩 中有机质反应对流体同位素体系的影响可能较大。此时流体以高温（约590℃）、中_高盐度 w(NaCl_eq）可达56.0%）、富Fe和Na_K为特征，而硫化物和Cu（_Au）矿 化阶 段则以低温、中_高盐度、富Ca_Mg的盆地卤水为主（未发表流体包裹体数据）。随着流体不 断演化，成矿物质含量减少，并受到大气降水的影响，形成低温、低盐度的热液脉体。
        类似黑尖山这种成矿流体来自岩浆热液和外部流体2种不同体系、并且成矿流体演化呈现明 显阶段性的现象同样也出现在一些典型的IOCG矿床中，特别是安第斯中生代IOCG矿床，如 秘鲁的Raúl_Condestable矿床和Mina Justa矿床、智利的Mantoverde 矿床和La Candelaria矿床（Chen et al.，2011）。          黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床在Fe矿化之前的蚀变阶段形成大量的绿帘石，以及与其共生的方解 石、电气石，可能代表Ca_Mg蚀变，而IOCG矿床以矿化前大面积的Na_Ca蚀变为特征，如中 国拉拉矿床（Na蚀变；Chen et al.，2012）和迤纳厂矿床（Na蚀变；Li et al.，2015） 、秘鲁Mina Justa矿床（Na_K_Fe_Ca蚀变；Chen et al.，2010a；2010b；2011）和Raúl _Condestable矿床（K_Ca蚀变；De Haller et al.，2009）、巴西Sossego矿床（Na_Ca蚀 变；Monteiro et al.，2008）、智利La Candelaria矿床（Na_K蚀变；Marschik et al. ，2001）、澳大利亚Olympic Dam矿床（Na_Ca_Fe蚀变；Bastrakov et al.，2007）和Ern est Henry矿床（Na_Ca蚀变；Mark et al.，2006）；黑尖山Ca_Mg蚀变机制和过程可能与之 类似，但热液和围岩成分等因素则影响了蚀变矿物组合的差异。黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床与 Fe矿化相关的蚀变主要为角闪石化和弱钾化，且角闪石与磁铁矿密切共生，并见磁铁矿与角 闪石交代或切穿绿帘石（图6a）。这明显不同于阿齐山_雅满苏岛弧带具有矽卡岩化的其他F e（_Cu）矿床（红云滩、百灵山、雅满苏、沙泉子）。典型的矽卡岩Fe（_Cu）矿床以明显 矽 卡岩化（石榴子石化、辉石化）为特征（Meinert，1992；Meinert et al.，2005），且Fe 矿化与绿帘石密切共生（中国鄂东地区的金山店矽卡岩型Fe矿：Zhu et al.，2015）。黑尖 山矿床并未出现明显的干矽卡岩阶段矿物，如石榴子石和辉石等，而且在矿化顺序上，黑尖 山的黄铁矿阶段和Cu（_Au）矿化阶段明显晚于Fe矿化，且Fe矿化在主磁铁矿化前可见赤铁 矿化现象，而Cu（_Au）矿化发育绿泥石化，以石英_黄铜矿_赤铁矿脉和黄铜矿_银金矿_绿 泥石脉为特征，这种矿化现象与秘鲁Mina Justa矿床（Chen et al.，2011）极为相似（ 表2），但与典型矽卡岩矿床存在明显差异。
        黑尖山在绿帘石蚀变阶段（阶段Ⅱ）的H_O同位素特征明显不同于阿齐山_雅满苏Fe_Cu成矿 带中具有矽卡岩化的Fe矿床在矽卡岩阶段的高温岩浆热液特点， 而与IOCG矿床在矿化前由 海 水与围岩反应形成的Na_Ca蚀变相似（详见Barton et al.， 1996；表2）。在Fe矿化阶段（ 阶段Ⅲ）， 图7显示黑尖山的成矿流体为岩浆成因， 而图8的H_O同位素显示该阶段的成矿 流 体虽然以岩浆热液为主， 但明显受到其他因素（围岩与围岩中残留海水和有机质）的影响 。 同时， 黑尖山Fe矿化阶段的成矿流体主要为岩浆热液的特征， 不仅在其他IOCG矿床中有所 报道（如秘鲁Mina Justa矿床：Chen et al.， 2011；中国拉拉矿床：Chen et al.， 2012 ；中国迤纳厂矿床：侯林等， 2013；巴西Sossego矿床：Monteiro et al.， 2008；智利 Mantoverde矿床：Benavides et al., 2007）， 而且在阿齐山_雅满苏Fe_Cu成矿带的雅满 苏铁矿床（卢登蓉等， 1995）和红云滩铁矿床（张增杰等， 2012）中也有报道。黑尖山Cu （_Au ）矿化阶段为低温盆地卤水的特征与秘鲁Mina Justa矿床（Chen et al.， 2011）和Raúl _Condestable矿床（Ripley et al.， 1977）、智利Mantoverde矿床（Vila， 1996）和La Candelaria矿床（Ullrich et al.， 1999）等IOCG矿床相似（表2）， 指示黑尖山可能为I O CG矿床。在后期脉阶段， 黑尖山的成矿流体以大气降水为主， 而以大气降水为主的热液流 体在许多IOCG型矿床的后期无矿脉阶段极为常见， 如Mina Justa（Chen et al.， 2011） 、拉拉（Chen et al.， 2012）、迤纳厂（侯林等， 2013）等矿床。
        黑尖山作为阿齐山_雅满苏Fe_Cu成矿带富铜的Fe矿实例，矿体主要以层状、似层状赋存于火 山岩和火山碎屑岩中，与SEDEX和海相火山岩型矿床相似。但是，黑尖山Fe矿化阶段的温度 约590℃，明显区别于SEDEX型矿床较低的矿化温度（常为50～140℃，最大350～400℃；Fra n klin et al.，2005）。海相火山岩型Fe矿则常与海相火山_沉积岩相关，且矿化相关的火山 岩以中_基性常见（Zhang et al.，2014），具有如下特征（详见Hou et al.，2014a；Zhan g et al.，2014）：① 赋矿地层为与海底岩浆作用相关的熔岩、火山碎屑岩_沉积岩；② 矿体呈层状、似层状、透镜状、脉状；③ 与赤铁矿相关的蚀变不常见，以低温蚀变（绿泥 石化、绢云母化、硅化和碳酸盐化）为主，而与磁铁矿相关的蚀变广泛发育，以矽卡岩化（ 石榴子石化、透辉石化、绿泥石化、绿帘石化和阳起石化）、碳酸盐化、硅化、钾长石化和 钠化为主，且矽卡岩化附近无岩体出现；④ 矿化与海底岩浆作用和海水有关，从火山口向 外，铁矿化成因出现岩浆成因、热液成因到沉积成因的变化；⑤ 成矿时代为古元古代到中 生代。值得提出的是，海相火山岩型矿床是目前国内常用的分类，但在国外并未单独划分该 矿床类型，且具有矽卡岩化的海相火山岩型矿床与矽卡岩矿床之间争议很大，如Mao等（200 5）认为 雅满苏Fe（_Cu）矿为矽卡岩型矿床，存在隐伏岩体，而部分学者（Hou et al.，20 14a；2014b；Zhang et al.，2014）认为其为海相火山岩型矿床。
        尽管IOCG型矿床的矿体也常以层状、似层状 赋存于火山岩、火山碎屑岩中，与海相火山岩型矿床 有一定相似性，但是IOCG型矿床具有其他不同的典型特征（Chen，2013；Chen et al. ，2011；Williams et al.，2005）：① 矿化前大面积的Na_Ca蚀变；② Fe矿化早于Cu（_A u）矿化；③ Fe矿化可分为赤铁矿亚阶段和主磁铁矿化阶段，且常出现磁铁矿_角闪石_黑云 母_钾长石的矿物共生组合；④ Cu（_Au）阶段出现黄铜矿±金_赤铁矿_方解石_绿泥石的矿 物共生组合；⑤ Fe阶段为高温、中_高盐度的岩浆热液流体；⑥ Cu（_Au）阶段为低温 、中 _高温的盆地卤水或海水。可以看出，IOCG型矿床与海相火山岩型矿床的比较显著的区别为 ：① 除富含大量的磁铁矿或赤铁矿外，IOCG型矿床常伴有工业品位的Cu、Au、Ag和REE 矿化；② IOCG型矿床的Fe矿化为岩浆或岩浆热液成因，常与侵入体相关，为后生矿床，不 同于海相火山岩型的同生特征（可能受到后期海水影响出现热液成因）；③ IOCG型的Cu（_ Au）矿化多为非岩浆成因的海水或盆地卤水，而海相火山岩型矿床常无或含有极少的后期的 Cu矿化。
        综上所述，黑尖山在蚀变与矿化共生组合、成矿流体特征和来源等方面皆与安第斯中生代IO CG矿床相似，而与典型矽卡岩型、海相火山岩型和SEDEX型矿床存在较大差异，表明以黑尖 山Fe_Cu（_Au）矿床为代表的阿齐山_雅满苏Fe_Cu成矿带可能具有安第斯型IOCG矿床的成矿 潜力。
        （1） 黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床的H、O同位素特征指示黑尖山矿床的成矿流体演化特征为： 大量晚石炭世海水与黑尖山矿区围岩在基性岩浆所产生的区域热作用下发生反应形成了大面 积的绿帘石蚀变；Fe矿化主要由高温岩浆热液形成，并受到围岩及围岩中残留海水和有机质 的影响，而之后外来的低温盆地卤水可能是形成硫化物和Cu（_Au）矿化的主要控制因素； 后期随着大气降水的参与形成大量的后期热液脉体。
        （2） Fe矿化阶段的O同位素温度计表明该阶段的成矿流体温度为590℃，代表了磁铁矿形 成的温度。
        （3） 黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床在蚀变与矿化共生组合、成矿流体特征和来源等方面皆与安 第斯中生代IOCG矿床相似，表明以黑尖山Fe_Cu（_Au）矿床为代表的阿齐山_雅满苏Fe_Cu成 矿带可能具有安第斯型IO CG矿床的成矿潜力。
    
        志谢野外地质工作期间，得到新疆第一地质大队野外工作人员的大力支持和帮 助。中国 科学院广州地球化学研究所王成明博士在文章撰写中的交流、讨论，以及审稿专家对本文提 出许多建设性的意见，在此一并感谢！