桂西下甲方解石脉型水晶矿床，张相训曾以“构造－溶异”型水晶矿床作过详细报道[2]。矿床产于东西向短轴背斜轴部上泥盆统融县组鲕状灰岩夹白云岩和硅质条带层位中，受东西及北西向断裂、裂隙控制分布（图9.1）。附近出露地层除东岗岭组灰岩外，尚有较多的茅口期岩溶角砾灰岩及灰岩呈脉状产出。矿脉长60～274m，延深57～140m，厚20～40m，倾角一般0°～20°，个别大于30°。矿脉成分与围岩一致，主要由方解石（98%以上）、石英（1%～2%）组成，尚有少量辉锑矿、黄铁矿、绢云母等。矿脉边缘为巨粒状灰—灰白色方解石环带（外带），中部为块状白色方解石带（内带）。较大矿脉底板还见有白色方解石胶结、砾径0.01～1.0m的岩溶角砾岩（图9.2）。水晶晶洞产于块状白色方解石带内，呈等轴状，不规则状及裂隙状。除水晶体和石英外，主要是冰洲石。
据上述矿床地质特征，结合中生代热液岩溶成矿作用的机理分析，矿床成生历史可划分四个阶段。
9.2.4.1 泥盆纪、石炭纪矿源层沉积形成阶段
晚古生代海相沉积中，除发育碳酸盐岩外，于上泥盆统及下石炭统中尚含有硅质条带或硅质层，是为后来水晶矿成生的矿源层。
9.2.4.2 石炭纪末黔桂运动古岩溶发育阶段
石炭纪末区内隆起上升为陆，形成东西向背斜并发育近东西向、延深数十至百余米的张性断裂和裂隙。在温湿气候、雨量充沛的条件下，古岩溶发育。地表岩溶主要有两种形态，一是沿裂隙溶蚀扩大为宽数至数十厘米、长数十至数百米的溶隙；二是沿构造有利地带溶蚀扩大形成长、宽数十至数百米的浅碟状洼地。至晚二叠世茅口期因海水扩张超覆，在溶隙中形成沉积灰岩“脉”，而于浅洼中则形成含角砾的沉积灰岩“体”。
图9.1 下甲矿区地质简图
（据张相训，1990）
1.下二叠统茅口组沉积角砾灰岩；2.上泥盆统灰岩；3.中泥盆统东岗岭组灰岩；4.断层；5.茅口组沉积灰岩脉；6.含水晶方解石脉；7.不整合界线；8.地质界线；9.茅口期岩溶发育范围
9.2.4.3 海西晚期至印支期含矿热液形成阶段
晚二叠世末东吴运动地壳复又上升，除地表受岩溶剥蚀外，地下浅部同时形成连通性不好的洞穴，并为古岩溶水充填。由于溶蚀作用的不断进行，古岩溶水富含CaCO3和少量SiO2。据矿脉成分分析，CaCO3占溶解物的95%以上，CaO、SiO2的含量均与围岩一致；又据水晶氧同位素测定，δ18O值为（+24.02±0.28）‰，与泥盆系、石炭系中的燧石测定值相近，表明溶液中成矿物质主要来自围岩。随后三叠纪期间，因区域沉降，其上又沉积3000～4000m的泥质碎屑岩建造，再加石炭、二叠系厚度，古岩溶水封存埋深达7000～8000m。据均化法测温资料，方解石脉107～360℃；水晶130～300℃，要达到此成矿温度在埋深7～8km的情况下是可能的。而以地层厚度推算压力则可达2000Pa以上。在如此温度、压力的条件下，无疑会增强溶液的酸性和加大CO2在溶液中的溶解度（水晶包裹体中含液体CO2较多），从而使溶蚀能力加大，导致古岩溶水更富于含矿性。
图9.2 4号、22号矿脉剖面图
（据张相训，1990）
Ⅰ.溶砾岩化带；Ⅱ.灰白色方解石脉带；Ⅲ.白色方解石脉带
1.上泥盆统融县组；2.灰岩；3.溶砾岩；4.灰白色方解石；5.白色方解石；6.水晶晶洞；7.地质界线；8.矿脉分带界线；9.平巷
据矿脉δ34S值为－0.3‰～10.54‰，平均－3.16‰；32S/34S为22.237～22.250之间，为轻硫型，具生物硫特征，说明硫源来自浅层生物活动区，与古岩溶水产出的环境相符合。
9.2.4.4 燕山期成矿阶段
三叠纪末印支运动区域回返上升为陆，此后燕山期间地壳处于剥蚀状态，上覆地层厚度不断减小，封存的成矿热液的温度、压力及其他物理化学性质也随之变化。当压力降至200～500Pa时（包裹体研究估算矿床形成时的压力）和温度逐渐减少的情况下，出现方解石和水晶先后结晶分异的作用。首先溶液中占溶质99%的CaCO3达到过饱和晶出方解石，直至残余热液体积缩减99%，原占溶质1%的SiO2浓度则增加近百倍，随后溶液温度的降低而晶出水晶。由于结晶分异自边缘向中心逐渐进行，形成矿脉的环状分带，即外为巨粒状灰白色方解石脉带，内为白色块状方解石脉带。水晶晶洞赋存在内带，呈等轴状、不规则状或裂隙状分布。据测试资料，矿脉的均匀化温度由边缘的298～340℃→块状方解石带290℃→脉中部134～268℃→水晶洞的176～250℃有规律递减，进一步说明矿脉形成是由边缘向中心进行的过程。
综上所述，可以看出，水晶矿的形成其物质来源于碳酸盐岩，成矿空间为古岩溶洞穴，成矿热液是古岩溶水经地热增温和构造作用形成的岩溶热液，在进一步溶蚀围岩获得丰富的矿质后，在燕山期适宜的成矿环境下，经结晶分异形成矿床。由于中生代是其主要的成矿期，故可作为该期岩溶矿床的一个典型矿例。
9.2.4.5 金矿床
广西叫曼方解石脉型金矿，王春生（1986）曾以赋存于碳酸盐岩内特殊类型的金矿床作过报道[23]。矿床产于北东向天安背斜之倾伏端与北西西向右江断裂的交汇部位，主要赋存层位为中石炭统黄龙组，部分见于北西向构造角砾岩（图9.3）。含金方解石脉，多呈不规则状沿古溶洞、层间溶隙或断裂旁侧羽状分布。脉体与围岩界线分明，接触处可见1～2cm的褪色边，局部边缘有宽数厘米的角砾状方解石。矿脉呈囊状、串珠状，宽一般0.3～0.7m，由内向外由细晶粒状方解石→柱状伟晶方解石→菱形伟晶方解石组成（图9.4）。矿石矿物主要为自然金和方解石，少量石英、高岭石和萤石与自然金呈不规则粒状、树枝状和块状分布于方解石的边缘低凹处，常组成富矿包。爆裂法矿物包裹体测温值为93～155℃，平均为130℃（广西冶金271队），包裹体成分测定，方解石脉中的Na2O、K2O为0.253%～0.5%，远高于围岩。
图9.3 叫曼金矿区A—A’剖面
（据广西冶金地质勘探公司）
1.黄龙组灰岩；2.黄龙组生物碎屑灰岩；3.方解石角砾岩；4.含金石英方解石脉及富矿包；5.坑道；6.断层
图9.4 含金方解石脉的内部结构
（据王春生，1986）
1.菱形伟晶方解石；2.柱状伟晶方解石；3.细粒方解石和自然金；4.石灰岩
据区内附近围岩微量元素分析资料，三叠系下部碎屑岩、火山凝灰岩、基性喷发岩含金丰度为0.002～0.027μg/g，平均为0.018μg/g，远高于其他同类岩石的含量；黄龙组灰岩含金量为0.004～0.005μg/g与碳酸盐岩中的正常丰度值近似。上述层位是成矿物质来源的主要矿源层。又从区域构造、岩溶发育特征分析，在早、晚二叠世间的东吴运动，初步形成大安背斜，于背斜倾没端断裂、裂隙发育并形成溶洞，被富含CaCO3的古岩溶水充填。随后于印支期地壳沉降，沉积厚达800m的碎屑岩，使洞、水受到封存，并由地热增温、火山活动的影响形成岩溶热水。由于热水岩溶进一步发育，而从围岩中获取少量金。燕山早期又因地壳上升，构造运动强烈，热液岩溶使金进一步富集并在洞、隙边缘低凹处沉淀。燕山晚期，由于上覆三叠系受风化淋滤，使部分金以Na型络合物的形式迁移至下伏碳酸盐岩的洞、隙中，受物理化学条件改变的影响，络合物分解，在半封闭的低温环境下，围绕先期淀积的微粒金吸附、增生，形成粗、巨粒的高纯度明金，为首先结晶的细晶粒状方解石胶结。此后在全封闭环境下，形成脉体中部的柱状伟晶和菱形伟晶方解石。
从上述矿床的形成过程可以看出，成矿物质来源于碳酸盐岩和上覆的碎屑岩；成矿空间为古岩溶洞、隙；成矿介质是古岩溶热液；岩溶作用及其成矿作用自东吴期至燕山期长时进行。因此，成矿物质虽部分来自碎屑岩，仍不失为热液岩溶矿床的一个矿例。