滇西镇康放羊山Cu-Pb-Zn多金属矿床流体包裹体和C-O同位素研究

2020-11-30邓明国耿齐卫管申进孔志岗

岩石矿物学杂志 2020年6期

陈伟，邓明国，耿齐卫，管申进，孔志岗，贾祯，张海

(1. 滇西应用技术大学，云南大理 671000； 2. 昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650093； 3. 贵州地矿三稀资源科技股份有限公司，贵州六盘水 553000； 4. 贵州地矿局一一三地质大队，贵州六盘水 553000)

“三江”特提斯成矿域中南段的保山地块(图1a)是我国西南地区重要的Pb-Zn-Fe-Cu-Ag-Hg-Sn-Sb矿集区(Houetal.， 2007；李文昌等， 2010； Dengetal.， 2014； Wangetal.， 2016)，经过多年的找矿勘查评价工作，已发现了1个超大型矿床(芦子园Pb-Zn多金属矿床)、4个大型矿床(核桃坪、金厂河、西邑和勐兴矿床)和10余个中型矿床(如黑岩凹、东山、摆田和水头山矿床等)，并伴生有丰富的Au、W、Cd、Ga、Ge、Tl、Bi等金属元素(薛传东等， 2008；陈福川， 2018)，显示出良好的成矿和找矿前景，成为寻找铅锌铁铜矿产和矿床学研究的热点区域(陶琰等， 2010；邓明国等， 2018；陈俞宏等， 2020)。位于保山地块南部镇康矿集区的放羊山矿床是保山地块内新突破的首个富铜的铅锌多金属矿床，矿体Cu平均品位达1.70%，从浅表到深部呈现出Pb-Zn→Cu的金属元素分带特征，铜矿体规模及品位有增大变富趋势，且距芦子园超大型铅锌铁铜多金属矿床仅约6 km(图1b、图2a)，预示矿区深部具有良好的铜成矿和找矿潜力，但有关该矿床的成矿流体来源和矿床成因等方面的研究尚属空白，也进一步制约了矿区的找矿勘查和评价工作。

前人研究认为，保山地块内成矿作用主要形成了与白垩纪岩浆作用有关的以芦子园、金厂河和核桃坪为代表的中高温矽卡岩型(陶琰等， 2010；杨玉龙等， 2012；黄华， 2014；邓明国等， 2018； Xuetal.， 2019)和以勐兴、西邑和东山为代表(聂飞等， 2015； Chenetal.， 2016)的中低温热液型铅锌矿床。然而放羊山矿床在地质特征上有别于上述两种Pb-Zn矿化类型，其产出部位、赋矿地层及中高温矿物共生组合(闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、磁黄铁矿和毒砂)和与岩浆热液有关的芦子园等矽卡岩型铅锌铁铜矿床相似，但围岩蚀变未见明显矽卡岩化，其成矿流体来源以及形成机制是否与地块内的两种典型铅锌多金属矿床相一致？这是目前需要首先回答的科学问题。本文在矿床地质特征研究的基础上，通过对放羊山矿床中C-O同位素和流体包裹体研究，结合区内典型矿床研究成果，试图阐明该矿床的成矿流体来源，初步探讨其矿床成因，以期对区内此类富铜铅锌矿床的找矿突破和成矿规律认识提供参考资料。

1 成矿地质背景

放羊山矿床所属的保山地块位于“三江”特提斯构造域中南段(图1a)，经历了从泛大陆解体、原特提斯洋的形成到印-欧大陆碰撞造山长期而复杂的演化过程(李文昌等， 2010；邓军等， 2010)，形成了多期不同性质构造作用叠加的格局，造就了有利的成矿地质环境(Wangetal.， 2016)。区域构造主要发育以近南北向为主的怒江断裂、澜沧江断裂、柯街断裂和北东向的南汀河断裂，次为保山-施甸复背斜和永德-镇康复背斜，二者联合控制保山地块地层、岩浆岩和矿产的分布及侵位(图1b)。

区域地层由变质基底和沉积盖层构成。基底为震旦系-中寒武统公养河群，底部以岩屑砂岩和杂砂岩变质形成的砂板岩为主，顶部过渡为云母质砂岩和页岩组成复理石韵律的沉积旋回(杨学俊等， 2012)。沉积盖层从古生代到第四系均有岀露，岩性主要为半深海-滨海相沉积的泥砂岩质和碳酸盐岩建造。其中以碳酸盐岩和钙质板岩为主的上寒武统核桃坪组、沙河厂组和保山组是保山地块铅锌矿床的重要产出层位(李文昌等， 2010；陶琰等， 2010)。地块岩浆岩活动频繁，以分布广泛的辉绿岩和高钾过铝质的花岗岩为特征(图1b)，其中在早白垩世侵位的高钾钙碱过铝质S型花岗岩被认为与芦子园、核桃坪和金厂河等矽卡岩型铅锌铁铜多金属矿床的成矿作用有密切的成因联系(陶琰等， 2010；邓明国等， 2018)。

图1 保山地块大地构造位置(a，据Deng et al.， 2014； Deng and Wang， 2016)和主要构造、岩浆岩及矿床分布图(b，据董美玲等， 2013；禹丽等， 2014； Li et al.， 2015修改)Fig. 1 Tectonic location of the Baoshan block (a, after Deng et al.， 2014； Deng and Wang， 2016) and distribution of major structures, magmatic rocks and deposits of the Baoshan block (b, modified after Dong Meiling et al.， 2013； Yu Li et al.， 2014； Li et al.， 2015)

2 矿床地质特征及成矿阶段划分

放羊山矿床位于芦子园次级背斜和NE向断裂的交汇部位(图2a)。矿区地层由老到新岀露有上寒武统沙河厂组一、二、三段和保山组一段，倾向NW，倾角36°～58°。其中，上寒武统沙河厂组为放羊山矿床的重要赋矿层位(图2b)，岩性为钙质板岩、泥质粉砂岩、大理岩及石英粉砂岩。矿区断裂构造发育，NE向断裂组是主要的控矿和容矿构造(图2b)，以F1高角度逆断裂为主，倾向NW，倾角65°～70°，并产生一系列次级断裂(F6、F7)和张裂隙，褐铁矿化明显。NW向的F5断裂为一左倾平移断层，倾向SW，倾角40°～50°，为成矿后期破矿构造。矿区岩浆岩不发育，仅岀露沿NE向断裂展布的辉绿岩脉。Liang 等(2015)通过航磁、重力及地质资料综合研究认为芦子园矿集区深部存在隐伏酸性岩体，可能为芦子园、水头山等矿床的形成提供成矿物质、流体来源及热源驱动(邓明国等， 2018)。

矿体产出受构造控制作用显著，呈不规则脉状、透镜状及似层状产于上寒武统沙河厂组F1、F6和F7断层破碎带和次级裂隙中(图2b)，具多层成群分布、膨胀收缩和分枝复合的特点。据现有资料共圈定铜铅锌矿体11条，按其空间展布、规模及赋存层位可划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅴ、Ⅶ和Ⅷ号矿带(图2b)，矿带总体走向与F1主控断裂一致，倾向NW。其中规模最大、品位最富的Ⅶ号矿带为本文重点研究对象，呈不规则脉状产于上寒武统沙河厂组二段的F7断层破碎带内，顶板为上寒武统沙河厂组一段灰-灰绿色钙质板岩，底板以灰岩、大理岩化灰岩及大理岩为主。矿体形态和产状与断裂破碎带基本一致，走向延伸控制矿体长度达260 m，倾向NW，延伸>280 m，倾角为23°～57°，矿体厚0.74～9.79 m，平均3.32 m。矿石品位Cu 1.03%～3.50%，Pb 1.03%～7.34%，平均1.16%；Zn 0.40%～9.80%，平均2.99%，在构造破碎带较宽、裂隙发育和构造叠加部位明显富集。

图2 放羊山矿床地质图(据熊磊等， 2018；邓明国等， 2018)Fig. 2 Geological map of the Fangyangshan deposit (after Xiong Lei et al.， 2018； Deng Mingguo et al.， 2018)

矿石矿物组合多样(图3)，中上部主要为棕褐色闪锌矿和黄铁矿，深部以黄铜矿、闪锌矿和方铅矿为主，伴生少量磁黄铁矿。脉石矿物主要为方解石、白云石、石英和萤石(图3)，少量绿泥石和绢云母。矿石结构早期主要为半自形-自形粒状结构和压碎结构，晚期以它形粒状、骸晶结构和交代溶蚀-残余结构为特征；矿石普遍发育脉状-网脉状和浸染状构造，偶见块状(图3f)和角砾-碎斑状构造。

矿区围岩蚀变作用明显，主要有硅化、碳酸盐化、绿泥石化、萤石化和大理岩化(图3)。其中，淡黄色-红棕色铁白云石化和绿泥石化分别是寻找黄铜矿和闪锌矿的典型蚀变特征，硅化和碳酸盐化是分布最广、贯穿成矿全过程的两种重要蚀变类型。

根据野外地质调查，结合镜下矿物共生组合及其穿插交代，将矿床成矿作用划为4个阶段：阶段Ⅰ(黄铁矿-毒砂-白云石-方解石-石英阶段)、阶段Ⅱ(闪锌矿-绿泥石-石英-方解石阶段)、阶段Ⅲ(黄铜矿-磁黄铁矿-白云石-萤石阶段)、阶段Ⅳ(方铅矿-闪锌矿-方解石-石英阶段)，其矿物生成顺序见表1。

表1 放羊山矿床矿物生成顺序表Table 1 Mineral paragenesis of the Fangyangshan deposit

阶段Ⅰ主要形成黄铁矿-毒砂-白云石-方解石-石英共生组合(图3a)。黄铁矿以半自形-自形粗粒结构和压碎结构为主，方解石和白云石波状消光和双晶纹弯曲等应变特征发育，被闪锌矿、黄铜矿和方铅矿等充填交代形成残余-溶蚀结构和骸晶结构(图3j)，矿石主要为脉状、斑杂状和浸染状构造(图3a)。

阶段Ⅱ是闪锌矿的主要形成阶段，矿物共生组合主要有闪锌矿、绿泥石、石英和方解石，少量黄铁矿和黄铜矿。该阶段闪锌矿主要呈棕褐-黑色，沿阶段Ⅰ的矿物裂隙和粒间呈脉状-网脉状产出，普遍被黄铜矿、磁黄铁矿和方铅矿交代充填(图3a、3j、3k、3l)，形成浸染状、脉状和块状构造(图3f)。

阶段Ⅲ是黄铜矿的主要形成阶段，以开始出现大规模的黄铜矿、少量磁黄铁矿、闪锌矿和方铅矿为特征，在构造-流体作用下沿阶段Ⅰ、阶段Ⅱ的黄铁矿和闪锌矿边缘及裂隙充填和交代，形成脉状-网脉状构造和交代残余结构(图3c、3d、3k、3l)。

阶段Ⅳ是方铅矿的主要矿化阶段，次为红棕色粗粒闪锌矿和少量黄铁矿细脉，常呈团块状、脉状分布于晚期石英方解石脉中，局部切穿早期锌铜矿体，普遍穿插交代早阶段黄铁矿、闪锌矿和黄铜矿(图3l、3n、3o)等金属矿物，反映出成矿晚期的热液组构特征。

图3 放羊山矿床矿石矿物组合特征Fig. 3 Ore mineral assemblages and occurrences of the Fangyangshan deposit

3 样品采集和分析方法

本次测试分析样品采自Ⅶ号矿带的1762和1910中段。C-O同位素测试分析在北京科荟测试技术有限公司完成，样品特征见表2。测试分析采用连续流动质谱100%磷酸法，将制备好的方解石和白云石粉末与100%的正磷酸在真空系统中充分反应24 h，收集纯净的CO2在MAT-251质谱仪上进行C、O同位素测定，分析精度为±0.2‰(2σ)，测试结果以PDB和SMOW为标准。

流体包裹体研究选取不同阶段棕-浅黄色闪锌矿和与矿共生的石英、方解石和萤石磨制包裹体片进行岩相学观察。重点对阶段Ⅱ、阶段Ⅲ和阶段Ⅳ的代表性包裹体开展显微热力学研究。流体包裹体显微热力学实验测试仪器为Linkam THMSG600型冷热台，测温范围为-196～600℃，在-196～25℃和均一温度时的精度分别为±0.2℃和±2℃。显微测温时，先将代表性流体包裹体冷冻降温至-110～-90℃后，以0～15℃/min的速率逐渐升温，均一温度附近控制在1℃/min，其他相变附近为0.2℃/min。根据包裹体冰点、CO2笼合物熔化温度和子矿物消失温度计算得相应包裹体盐度(Roedder， 1984)。

4 分析结果

4.1 C-O同位素组成特征

放羊山矿床不同阶段白云石和方解石碳氧同位素测试结果如表2所示。阶段Ⅱ的δ13CV-PDB值为-3.67‰～-3.57‰，平均-3.61‰，δ18OV-SMOW为8.18‰～8.92‰，平均8.53‰；阶段Ⅲ具相对低的δ13CV-PDB值，为-5.88‰～-5.26‰，平均-5.48‰，δ18OV-SMOW为8.18‰～10.79‰，平均9.30‰；阶段Ⅳ的δ13CV-PDB值略高，为-3.75‰～-2.37‰，平均-2.89‰，δ18OV-SMOW为9.97‰～12.79‰，均值11.37‰。上述结果显示不同成矿阶段的碳同位素组成存在一定差异，而同一阶段碳同位素值相对稳定，晚阶段相对富集δ13C，氧同位素组成变化不明显。

表2 放羊山矿床C-O同位素组成 ‰Table 2 C-O isotopic compositions from the Fangyangshan deposit

4.2 流体包裹体岩相学特征

放羊山矿床原生流体包裹体发育，类型和组合方式多样，主要赋存于石英和萤石中，次为方解石和浅黄色闪锌矿。根据室温条件(25℃)包裹体的分离相态和冷冻加热过程的相变，将放羊山矿床的流体包裹体划分为6种类型：富液相包裹体(R-L型)、富气相包裹体(R-V型)、含/富CO2三相包裹体(C型)、纯液相包裹体(P-L型)、纯气相包裹体(P-Ⅴ型)和含子矿物多相包裹体(S型)。

R-L型在各个阶段均有发育，约占包裹体总量的45%，多呈米粒状、管状和不规则状自由产出，少量沿解理面定向分布，个体3～100 μm，集中在10～30 μm，气相比例10%～35%。

R-V型在阶段Ⅱ和阶段Ⅲ均有发育，呈椭圆形、米粒状和不规则状随机分布，部分与R-L型、P-V型和C型包裹体共存(图4e、4h)，粒径介于3～30 μm之间，气相比例为55%～95%，约占包裹体总量的20%。

C型呈雨滴状、米粒状和不规则状发育于阶段Ⅲ，大小集中在10～50 μm，最大可达80 μm。包裹体内的CO2成分占总体积的比例变化较大(图4f、4h、4i)，气相CO2约占5%～60%，两相合计约30%～95%，约占包裹体总量的7%。

S型呈不规则状和四方体发育于阶段Ⅱ和阶段Ⅲ，大小为8～28 μm，气相比例5%～35%，约占包裹体总量的3%。所含子矿物种类有透明和不透明子晶两大类。透明子矿物一是呈无色或草绿色立方体产出，初熔温度-21.5℃左右，为NaCl晶体(图4g)；二是呈浑圆状产出的KCl子晶(图4l)；三是呈椭圆形的不明子矿物(图4l)，在加热至500℃过程未见子晶溶解现象。不透明子矿物呈黑色四方体产出(图4g)，在加热至550℃过程未见溶解现象，可能为硫化物晶体。此外，可见个别同时含钾盐子晶和CO2的流体包裹体(图4l)。

图4 放羊山矿床流体包裹体显微照片Fig. 4 Photomicrographs of fluid inclusions in the Fangyangshan deposit

P-V型仅在阶段Ⅳ中观察到，呈米粒状、圆形和椭圆形自由分布，大小为3～50 μm，约占包裹体总量的15%。气相多呈深黑色，冷却降温过程中大部分包裹体分离出两相，为纯CO2包裹体，部分冷却过程未见相变，可能含CH4等挥发性气体。

P-L型比较少见，主要发育于阶段Ⅳ中，呈米粒状和不规则状自由分布，粒径约5～40 μm，约占包裹体总量的10%。

4.3 显微热力学特征

在实验显微测温过程中，多数包裹体完全均一至液相(图5)，少数包裹体均一至气相，S型包裹体中气泡或子矿物先消失的现象均有出现。本次实验最终获得291个有效数据(表3、图6)。

图5 放羊山矿床阶段Ⅲ石英中C型包裹体在冷冻-加热实验中的相变过程Fig. 5 Phase change process of C type inclusion in stage Ⅲ quartz of the Fangyangshan deposit during heating after cooling to -105℃

表3 放羊山矿床流体包裹体显微测温数据表Table 3 The microthermometric data of fluid inclusion from the Fangyangshan deposit

阶段Ⅱ流体包裹体均一温度和盐度(NaCleq，质量分数，下同)最高达357℃和43.1%，多集中在240～300℃和8.0%～18.0%(图6)。其中，浅黄色闪锌矿内的包裹体均一温度为270～304℃，盐度介于6.6%～12.7%之间。

阶段Ⅲ的流体包裹体均一温度和盐度最高达451℃和51.6%，整体分布呈现出两个峰值(图6)，分别为240～320℃、4.0%～14.0%和360～400℃、16.0%～24.0%。

阶段Ⅳ的包裹体均一温度及盐度较阶段Ⅲ呈现下降趋势，均一温度为213～343℃，盐度为7.6%～14.5%，总体集中在220～340℃和8.0%～14.0%之间(图6)。

图6 放羊山矿床不同阶段流体包裹体均一温度、盐度分布直方图Fig. 6 Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in different stages of the Fangyangshan deposit

5 讨论

5.1 成矿流体来源

放羊山矿床不同阶段碳酸盐矿物的C、O同位素组成比较稳定，总体亏损δ13C和δ18O，δ13CV-PDB值为-5.88‰～-2.37‰，δ18OV-SMOW值为8.18‰～12.79‰，在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解中，投点总体落入花岗岩来源区域(图7)，表明放羊山矿床原始成矿流体中碳的来源主要与深部岩浆热液有关。阶段Ⅲ投点除向海相碳酸盐岩溶解作用区域漂移外，部分点呈线性沿沉积混染或高温效应作用方向分布(图7)。刘家军等(2004)研究认为，如果样品的C、O同位素组成呈线性沿沉积混染或高温效应作用方向分布时，其C、O同位素组成的变化主要受到沉积岩混染作用或高温分异作用所致，表现为对流体的δ18OV-SMOW值的影响相对较小，而对δ13CV-PDB值的影响显著；而当投点介于花岗岩和海相碳酸盐岩区间呈水平直线分布时，成矿流体中的CO2主要是受到了海相碳酸盐岩溶解作用的加入，使得碳同位素与原始流体来源较为接近，氧同位素发生明显变化(刘建明等， 1997；周家喜等， 2012)。据此推断，放羊山矿床晚阶段投点向两个方向漂移，是由于原始流体在运移成矿过程中，深部岩浆热液与具有较高δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW的围岩发生水-岩反应，受到围岩碳酸盐岩溶解作用和沉积混染或高温效应的影响。

进一步将放羊山矿床的C、O同位素组成与保山地块上典型铅锌矿床的C、O同位素进行对比(图7)，发现其碳氧同位素组成更接近毗邻的芦子园和南部金厂河矽卡岩型铅锌矿床。δ13CV-PDB值比芦子园矿床亏损而略高于金厂河矿床，δ18OV-SMOW值低于芦子园矿床，与金厂河矿床十分相近，在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解中，投点主要介于上述两个矿床之间。黄华(2014)和徐荣(2016)分别对金厂河和芦子园矿床的研究认为，成矿流体中的CO2主要来源于岩浆，在晚阶段与围岩发生交代反应产生碳的混入。放羊山矿床原始成矿流体的C来源与金厂河矿床一致，演化趋势更接近于芦子园矿床，晚期向以碳酸盐岩溶解作用为主的西邑矿床靠近，佐证了放羊山矿床成矿流体主要来源于深部岩浆热液，其迁移过程可能受到围岩溶解作用的影响。

图7 放羊山矿床δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解(底图据刘建明等， 1997；毛景文等， 2002；刘家军等， 2004；芦子园据徐荣， 2016；金厂河据黄华， 2014；西邑据高海军， 2017)Fig. 7 δ13CV-PDB versus δ18OV-SMOW diagram from the Fangyangshan deposit (after Liu Jianming et al.， 1997； Mao Jingwen et al.， 2002； Liu Jiajun et al.， 2004； Luziyuan deposit after Xu Rong， 2106； Jinchanghe deposit after Huang Hua， 2014； Xiyi deposit after Gao Haijun， 2017 )

流体包裹体岩相学和显微热力学特征表明，放羊山矿床包裹体类型丰富，多种类型包裹体共存，显示出成矿流体比较复杂。阶段Ⅱ主要发育富液相和富气相包裹体，少量含石盐和钾盐子矿物包裹体，均一温度集中在240～300℃之间，盐度为8.0%～18.0%，为H2O-KCl-NaCl体系。阶段Ⅲ以含CO2包裹体和少量含子矿物包裹体为主要特征，均一温度和盐度最高达451℃和51.6%，总体分布的两个峰值分别为240～320℃、4.0%～14.0%和360～400℃、16.0%～24.0%。其均一温度接近区内核桃坪矿床的早矽卡岩阶段(Chenetal.， 2016)，但高于陆陆碰撞机制下形成岩浆来源的芦子园矿床(邓明国等， 2018)，而盐度均高于同一构造背景的芦子园、金厂河、核桃坪矽卡岩型矿床和西邑等低温热液型矿床，与大陆碰撞体制下形成的高盐度、高氧化性、富CO2和富水的浆控高温热液特征相一致(Chenetal. ， 2007；陈衍景等， 2009)，可能为大陆碰撞体制下形成的H2O-CO2-KCl-NaCl体系。同时，在该阶段同一包裹体片内小范围视域下可观察到R-L型、C型和S-NaCl型包裹体共存组合(图4h、4k、4l)，在均一温度测定时R-L型和S-NaCl型包裹体均一至液相，充填度较小的C型包裹体则均一至气相，它们的均一温度比较接近(表3，如FYS-20-3、FYS-20-4和FYS-10-2)，暗示成矿过程发生过流体沸腾作用(Roedder， 1984；卢焕章等， 2004)。结合同一包裹体片内可观察到气相颜色较浅、占比小(15%～20%)的富液相包裹体相比颜色深、占比大(25%～30%)的同类型包裹体具有更低的均一温度和盐度，认为可能是晚阶段有部分大气降水的混入，成为流体发生沸腾作用的原因之一。阶段Ⅳ的包裹体以富液相和纯液相包裹体为主，含/富CO2包裹体和含子矿物包裹体逐渐消失，均一温度和盐度逐渐降低至220～340℃和8.0%～14.0%，演化为H2O-NaCl体系。

综上分析，放羊山矿床阶段Ⅱ和阶段Ⅲ的成矿流体主要来源于大陆碰撞体制形成的中高温、中高盐度深部岩浆热液，在阶段Ⅲ晚期和阶段Ⅳ受到部分中低温、低盐度大气降水的影响，并在成矿流体上升运移过程中可能与地层围岩发生水-岩反应促使C-O同位素发生交换。

5.2 矿床成因初探

放羊山矿床地处“三江”特提斯成矿域的保山地块，经历了从晚元古代到早古生代泛大陆解体与原特提斯洋形成(李文昌等， 2010； Wangetal.， 2016)，在早白垩世形成了与碰撞造山作用有关的芦子园、核桃坪和金厂河等矽卡岩型矿床(陶琰等， 2010；邓明国等， 2018)。放羊山矿床位于保山-镇康地块南部的镇康复式背斜之芦子园次级背斜(NE向)和乌木兰次级背斜(EW向)交汇处，矿体产出受芦子园次级背斜和NE向断裂构造控制作用明显，呈脉状和透镜状产于以F1为主的构造破碎带及次级断裂中，主要控矿因素(构造条件、容矿层位)与镇康矿集区内的芦子园矿床一致(夏庆霖等， 2005；邓明国等， 2018)。矿物组合以黄铁矿-毒砂-石英-方解石和黄铜矿-雌黄铁矿-闪锌矿-方铅矿等中高温矿物组合为主。矿石发育半自形-自形粗粒结构、压碎结构和交代残余溶蚀结构，脉状-网脉状构造和碎斑-角砾状构造等典型的构造-热液作用组构特征，表明构造热液作用是放羊山矿床形成的关键因素。

C-O同位素和流体包裹体研究表明，放羊山矿床原始成矿流体主要来源于深部岩浆热液，与芦子园(徐荣， 2016；邓明国等， 2018)和金厂河(黄华，2014)矽卡岩型铅锌矿床比较相似。综合研究认为，放羊山矿床的形成很可能与处于同一构造背景的芦子园等矽卡岩型矿床相似，在保山地块与腾冲地块碰撞造山由挤压转为伸展阶段，造山作用不但在碰撞部位发生挤压熔融，同时致使地块内部受到挤压、拉张形成褶皱和断裂等构造，为流体运移及矿液的沉淀富集提供最有利通道和场所(莫宣学等， 2006；陈衍景等， 2007； Dengetal.， 2014)，地壳加厚重熔形成的岩浆热液沿早期形成的断裂构造系统运移至有利空间聚集成矿(Chenetal.， 2009；邓明国等， 2018)。因此，认为放羊山矿床的成矿作用是发生在陆陆碰撞、陆内挤压和幕式剪切拉张的动力学背景下，为受构造控制明显的中高温热液矿床，结合矿物组合、成矿流体性质和地质背景，预测矿区深部有望找到矽卡岩型Cu-Pb-Zn矿体。