根據上述礦床的地質特征和中生代熱液巖溶成礦機理分析，礦床的成因歷史可分為四個階段。
9.2.4.1泥盆紀和石炭紀礦源層沈積形成階段
在晚古生代海相沈積中，除碳酸鹽巖外，上泥盆統和下石炭統中還有矽質條帶或矽質層，是後期晶體沈積的礦源層。
9.2.4.2石炭紀末黔桂運動的古巖溶發育階段
石炭紀末期，區內隆起上升至陸地，形成東西向背斜，發育深達數十至數百米的張性斷層和斷裂。在溫暖濕潤的氣候和充沛的降雨條件下，古巖溶發育。地表巖溶主要有兩種形式。壹種是沿裂縫的溶蝕擴大成寬幾十厘米、長幾十到幾百米的溶隙。第二，沿構造有利帶形成幾十至幾百米的淺碟形凹陷。晚二疊世茅口期，由於海水的膨脹和疊加，在溶隙中形成沈積灰巖“脈”，而在淺窪地中形成含角礫巖的沈積灰巖“體”。
圖9.1夏佳礦區地質示意圖
(據張向勛1990)
1.下二疊統茅口組沈積角礫灰巖；2.上泥盆統石灰巖；3.中泥盆統東港嶺組灰巖；4.故障；5.茅口組沈積灰巖脈；6.含有結晶方解石的礦脈；7.邊界不整合；8.地質界線；9.茅口期巖溶發育範圍
9.2.4.3海西晚期至印支期含礦熱液形成階段
晚二疊世末，吳棟地殼再次上升。除了地表的巖溶侵蝕，地下淺層還形成了連通性差的洞穴，充滿了古巖溶水。由於持續的溶解作用，古巖溶水富含CaCO3和少量SiO2。根據礦脈成分分析，CaCO3占溶出物的95%以上，CaO和SiO2含量與圍巖壹致。根據晶體氧同位素測定，δ18O值為(+24.02±0.28)‰，接近泥盆紀和石炭紀燧石的測定值，表明溶液中的成礦物質主要來自圍巖。三疊紀時，由於區域沈降，其上沈積了3000 ~ 4000 m的泥質碎屑巖，古巖溶水埋深7000 ~ 8000 m，厚度為石炭、二疊系。根據均質法測溫數據，方解石脈為107 ~ 360℃；晶體為130 ~ 300℃，在7 ~ 8 km深度有可能達到這個成礦溫度。以地層厚度計算的壓力可達2000Pa以上。在這樣的溫度和壓力條件下，無疑會增強溶液的酸性，增加CO2在溶液中的溶解度(晶體包裹體中液態CO2較多)，從而增加溶解能力，導致含礦古巖溶水較多。
圖9.2 4號和22號礦脈的剖面圖
(據張向勛1990)
Ⅰ.礫巖帶；Ⅱ.灰色方解石脈帶；Ⅲ.白色方解石脈帶
1.上泥盆統榮縣組；2.石灰石；3.溶解礫巖；4.灰色方解石；5.白色方解石；6.水晶洞；7.地質界線；8.礦脈分帶邊界；9.漂流
根據礦脈的δ34S值為-0.3 ‰ ~ 10.54 ‰，平均值為-3.16‰；32S/34S比值在22.237 ~ 22.250之間，為輕硫型，具有生物硫特征，表明硫源來自淺層生物活動區，與古巖溶水產生的環境壹致。
9.2.4.4燕山期成礦階段
三疊紀末，印支運動區回歸陸地，然後在燕山期，地殼處於剝蝕狀態，上覆地層厚度不斷減小，封存的成礦熱液的溫度、壓力等物理化學性質也發生了變化。當壓力降至200 ~ 500 Pa(礦床形成時的壓力由包裹體研究估算)且溫度逐漸降低時，方解石和晶體先後結晶、分異。起初占溶液中溶質99%的CaCO3達到過飽和使方解石結晶，直到殘余熱液體積減少99%，原來占溶質1%的SiO2濃度增加近100倍，然後溶液溫度下降結晶。由於從邊緣向中心逐漸結晶分異，形成了脈紋的環狀分帶，即外側為巨大的灰白色方解石脈帶，內側為白色塊狀方解石脈帶。晶體洞穴出現在內部區域，呈等軸狀、不規則或斷裂狀。根據測試數據，礦脈的均壹溫度從邊緣的298 ~ 340℃→塊狀方解石區的290℃→礦脈中部的134 ~ 268℃→晶洞的176 ~ 250℃有規律地降低，進壹步說明礦脈的形成是壹個從邊緣向中心的過程。
綜上所述，可見結晶礦形成的物質來源於碳酸鹽巖，成礦空間為古溶洞。成礦熱液是地熱增溫和古巖溶水構造作用形成的巖溶熱液。進壹步溶解圍巖獲得豐富礦物後，在燕山期適宜的成礦環境中結晶分異形成礦床。因為中生代是主要成礦期，所以可以作為這壹時期巖溶礦床的典型。
9.2.4.5金礦
王春生(1986)是廣西較滿的壹個方解石脈型金礦床，已報道了碳酸鹽巖中壹種特殊類型的金礦床[23]。礦床產於東北天安背斜的傾沒端與北西向右江斷裂的交匯處。主要產層為中石炭統黃龍組，部分產於北西向構造角礫巖中(圖9.3)。含金方解石脈多沿古溶洞、層間溶體或斷層旁羽狀不規則分布。礦脈與圍巖邊界清晰，接觸處有1 ~ 2 cm的褪色邊緣，局部邊緣有寬達數厘米的角礫方解石。礦脈呈囊狀、串珠狀，寬度壹般為0.3~0.7m，由內向外由細粒方解石→柱狀偉晶巖→菱形偉晶巖組成(圖9.4)。礦石礦物主要為自然金和方解石，少量的應時、高嶺石、螢石和自然金以粒狀、樹枝狀和塊狀不規則地分布在方解石的邊緣凹陷中，常形成富礦包。爆破法礦物包裹體測溫93 ~ 155℃，平均130℃(廣西冶金隊271)。包裹體成分測定，方解石脈中Na2O和K2O為0.253% ~ 0.5%，遠高於圍巖。
圖9.3焦滿金礦區A-A-A '剖面圖。
(據廣西冶金地質勘探公司)
1.黃龍組灰巖；2.黃龍組生物碎屑灰巖；3.方解石角礫巖；4.應時的含金方解石脈和富礦包:5.隧道；6.故障
圖9.4含金方解石脈內部結構
(據王春生1986)
1.菱形偉晶巖方解石；2.柱狀巨晶方解石；3.細方解石和自然金；4.石灰石
根據該區附近圍巖的微量元素分析資料，下三疊統碎屑巖、火山凝灰巖和基性噴發巖的金豐度為0.002 ~ 0.027 μ g/g，平均值為0.018μg/g，遠高於其他同類巖石。黃龍組灰巖的金含量為0.004 ~ 0.005 μ g/g，與碳酸鹽巖中的正常豐度值相近。上述層位是成礦物質的主要礦源層。從區域構造和巖溶發育特征分析，早、晚二疊世的吳棟運動初步形成了安達安背斜，斷裂、裂隙發育，形成溶洞，溶洞內充滿了富含CaCO3的古巖溶水。隨後在印支期，地殼下沈，沈積了800m厚的碎屑巖，封住了洞穴和水，由於地熱增溫和火山活動，形成了巖溶熱水。由於熱水巖溶的進壹步發育，從圍巖中獲得少量金。燕山早期，由於地殼上升，構造運動強烈，熱液巖溶進壹步富集金，沈澱在洞穴和裂隙邊緣的窪地中。燕山晚期，由於上覆三疊系的風化淋濾，部分金以Na型絡合物的形式遷移到下伏碳酸鹽巖的洞穴和裂隙中。由於物理化學條件的變化，絡合物發生分解，在半封閉的低溫環境中，吸附並擴散在先前沈積的微金周圍，形成粗大、巨型的高純亮金，被先結晶的細粒方解石膠結。之後，在全封閉環境下，在礦脈中部形成柱狀巨晶和菱形巨晶方解石。
從上述礦床的形成過程可以看出，成礦物質來自碳酸鹽巖和上覆碎屑巖；成礦空間為古老的巖石洞穴和裂隙；成礦介質為古巖溶熱液；從吳棟期到燕山期，巖溶及其成礦作用持續了很長時間。因此，雖然成礦物質部分來自碎屑巖，但仍是熱液巖溶礦床的壹個實例。