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锂被誉为绿色能源金属，随着全球能源的低碳转型和电动汽车的快速发展，对锂资源的需求强劲增长。然而，中国锂资源严重短缺，对外依存度达65%，且来源较为单一，其中73%的锂来自澳大利亚（王安建等，2023）。为保障国家资源安全，加强锂资源的全球化配置势在必行。
紫金矿业集团股份有限公司（以下简称紫金矿业）积极拥抱全球能源转型新机遇，加快锂等新能源金属矿产的全球化布局，先后并购了阿根廷3Q锂盐湖、国内西藏拉果错锂盐湖、湖南道县湘源锂多金属矿和刚果（金）马诺诺锂矿，构建了“两湖两矿”的锂资源勘查开发格局。其中，马诺诺锂矿床是紫金矿业境外锂资源开发的重要支撑点。
马诺诺锂矿床位于刚果民主共和国（刚果金）坦噶尼喀省马诺诺市，距省会卡莱米（Kalamie）直线距离约200 km，距南部第二大城市卢本巴希市直线距离约500 km。马诺诺-基托托罗（Manono-Kitotolo）锂矿田众多民采坑分布在长15 km、宽度约800 m的范围内。从1915年至1980年代中期，以手工开采砂锡为主，累计已生产约14万吨锡石精矿和4500 t铌铁矿-钽铁矿精矿。由于易采的砂矿资源近于枯竭，1980年代中后期，刚果（金）国家矿业公司Gecamines对原生伟晶岩进行了含矿性评价，估计有约20万吨锡石和1万吨铌铁矿-钽铁矿精矿的资源潜力（Dewaele et al., 2016）；20世纪80年代初,Gecamine曾对伟晶岩的锂辉石资源进行了潜力评价，估计有33万吨Li（Dewaele et al., 2016）。2017年澳大利亚AVZ公司在该区开展以伟晶岩型锂矿为主攻目标的地质勘查工作，截至2019年5月，探获锂资源量：矿石量4.01亿吨，Li2O 660万吨，Li2O平均品位1.65%（Ferguson et al., 2019），是目前全球规模最大、品位最高的未开发伟晶岩型锂矿床，引起了锂资源研究者和工业界的广泛关注。2023年以来，紫金矿业加大对马诺诺矿区的勘查力度，进一步扩大了资源储量，圈定了可大规模露天开采的首采区段，揭示出许多新的成矿地质现象。截至目前正在进行矿山建设。
本文在新的勘查进展和研究成果基础上，分析马诺诺伟晶岩型锂矿床的成矿特征，揭示区内锂超常富集机理，建立成矿模式，总结勘查准则，以指导矿区进一步勘查和周边区域的资源勘查开发，也为国内和全球类似矿床的找矿勘查提供借鉴。
1成矿地质背景马诺诺锂矿床大地构造上位于非洲中部的基巴拉（Kibaride belt）造山带西南部、马诺诺-基托托罗矿田北段（图1），该造山带是世界上重要的锡、钨、锂和钽铌等稀有金属成矿带（Dewaele et al., 2011）。矿带走向NE，从南部的刚果（金）经布隆迪、卢旺达和坦桑尼亚北部一直延伸到乌干达南部，总长度近1500 km，最宽处约400 km（何胜飞等，2014）。
基巴拉造山带遭受了早期构造带（古元古Rusizi-Ubendian带）地壳尺度的再活化（Klerkx et al., 1998），在中部被NW向的Rusizi-Ubendian带（古元古代造山带）分割，形成南、北两部分，南部为Kibaran带（KIB），北部为Karagwe-Ankole带（KAB）（图1）。南部KIB带被认为是活动板块边缘带，可能还发育了弧后盆地沉积（Debruyne et al., 2015），主要由厚度大于10 km的Kibaran超群的变沉积岩夹基性火山岩组成，由下至上分别为Kiaora群、Nzilo群、Hakansson群和Lubudi群，不同群之间由不整合面或底砾岩分开（Dewaele et al., 2015）。地层变质程度达绿片岩相-角闪岩相。整个基巴拉带变沉积岩和变质火山岩被大量镁铁-超镁铁质岩浆和地壳重熔型花岗质岩浆侵入（Cahen et al., 1984; Kokonyangi et al., 2006），形成了与镁铁-超镁铁质岩体有关的Cu-Ni、PGE-Au矿化，以及与重熔型花岗岩有关的Sn-W-Nb-Ta-Li-Be多金属矿化（何胜飞等，2014），是全球著名的花岗-伟晶岩型稀有金属成矿省。
前人在研究基巴拉造山带卢旺达境内的花岗岩时，根据侵入时间先后大致划分出G1~G4四期花岗岩（Kokonyangi et al., 2006; Dewaele et al., 2011）。其中，G1~G3期花岗岩侵入发生在(1370±25)Ma~(1094±50)Ma，而G4期花岗岩侵入发生在(976±10)Ma左右（Tack et al., 2010）。卢旺达境内G1~G3期花岗岩主要分布在基巴拉造山带东部，而G4期花岗岩分布在西部靠近坦噶尼喀湖（Lake Tanganyika）一带（基巴拉造山带中部）。
G1~G3期花岗岩侵入事件发生在刚果克拉通与坦桑尼亚-班韦卢克拉通发生陆-陆碰撞造山阶段，地壳的垂向增生加厚导致深部发生部分熔融形成了S型花岗岩（Tack et al., 2006; 2008），这3期花岗岩为“贫瘠”花岗岩，基本没有产出有经济价值的金属矿产（Tack et al., 2006; 2008；Dewaele et al., 2010）。(976±10)Ma左右为碰撞造山晚期阶段，发生造山带的去根/垮塌和地壳物质的重熔作用，从而形成G4期花岗岩（Dewaele et al., 2010；2016），该期花岗岩体呈近等轴状、块状构造、不发育明显的变形构造（后期断裂叠加部位除外），属典型的S型花岗岩，与基巴拉造山带（Kibaride belt）内伟晶岩型稀有金属矿床和石英脉型锡矿床具有密切的成因联系（Dewaele et al., 2010；杨远东等，2020；李继业等，2023），是稀有金属的成矿母岩，找矿潜力巨大。
2马诺诺矿床地质特征2.1矿区地质马诺诺矿床位于NE-SW走向的马诺诺-基托托罗伟晶岩矿田的北段。矿田内出露地层主要为中元古界的基巴拉超群下段，对应区域地层中的基巴拉超群的Kiaora群，主要由泥质岩、砂页岩、石英砂岩等经区域变质作用形成千枚岩、片岩和变质砂岩等组成，局部可见含铁石英岩（BIF）。
矿田内主要发育NE和NW向2组构造，NE向构造为背斜+断裂组合，NW向构造为一系列断裂。岩浆岩主要有Lukushi黑云母花岗岩、伟晶岩和变辉绿岩等。马诺诺-基托托罗伟晶岩带沿复背斜轴部的区域性F3断裂产出（图2a），走向NE50°左右，倾向SE，全长约13.5 km。近SN向的F5断裂错断了马诺诺-基托托罗伟晶岩带后形成现代河谷，将马诺诺伟晶岩带分为NE段的马诺诺和SW段的基托托罗2个大型矿床，2个矿床为同一成矿作用产物，二者合称为马诺诺矿田。马诺诺矿区地层包括第四系沉积物和中元古界基巴拉超群下段云母石英片岩，可见变辉绿岩沿马诺诺伟晶岩边部产出（图2b），从变辉绿岩与伟晶岩关系可以看出，变辉绿岩形成较早，为伟晶岩的赋矿围岩。矿区地层呈单斜构造，倾向310°~330°，倾角44°~85°。断裂构造大致分为NE向、NW向及近SN向3组。NE向断裂具有多期活动特征：早期规模大（区域性F3断裂），为控岩控矿断裂，控制了伟晶岩脉的产出；晚期断裂规模较小，对伟晶岩及矿体有破坏作用，含锂辉石伟晶岩产生破碎-蚀变（绢云母化），使Li品位降低，形成低品位矿或夹石。NW向断裂发育较晚，截切北东向断裂，将沿NE向断裂侵位的伟晶岩带，分割为Carriere de L'est、Malata和Kahungwe3个伟晶岩矿段（图2b）。近SN向断裂发育最晚，塑造了现代地形地貌，Lukushi河即代表了近SN向F5断裂的位置。位于矿区东南部的Lukushi花岗岩体，为高钾过铝质的似斑状黑云母花岗岩，受NE向断裂的影响，局部发育弱片麻理构造，并有伟晶岩脉贯入，Lukushi花岗岩体形成的时代为(977±18)Ma（Cahen et al.,1984），为G4期花岗岩，主要由钾长石、斜长石、石英、黑云母等矿物组成，被认为是稀有金属成矿的母体花岗岩，但并非唯一来源，因为伟晶岩熔体还可能来自更深的花岗岩（Kokonyangi et al., 2006；Dewaele et al., 2016；曾瑞垠等，2020）。
2.2矿体和矿石特征马诺诺矿区内地表已发现或钻孔揭示的伟晶岩脉群产状总体表现较为一致，呈NE走向，倾向SE。从矿物组成上主要分为：含锡石云英岩脉、锂辉石花岗伟晶岩脉和钾长石花岗伟晶岩脉3类。含锡石云英岩脉多发育在近地表，距离Lukushi花岗岩距离较远，单条脉规模最小；锂辉石花岗伟晶岩分布范围相对广泛，矿区范围内主矿化伟晶岩（厚大伟晶岩）周边均有出现，但向深部逐渐减少；钾长石花岗伟晶岩脉多发育在矿区深部，或Lukushi花岗岩体周边，甚至岩体内。锂矿化主要与锂辉石花岗岩伟晶岩脉有关。
马诺诺矿区含锂伟晶岩地表走向延伸大于6 km，宽度不一，最宽处达800 m。伟晶岩沿北东向F3断裂呈低角度侵入云母石英片岩-变辉绿岩中，深部也可见延伸至Lukushi黑云母花岗岩中。目前共圈定6个矿体，其中1号矿体为主矿体，其他矿体均为单个钻孔控制的深边部小矿体，小矿体资源量占比不足1%，可忽略。1号矿体形态呈厚层-似层状半隐伏产出，倾向SE，倾角约25°。已控制的长度约1300 m，倾向延深至地表以下300 m，矿体平均厚度120.48 m，w(Li2O)平均品位1.51%。矿体形态与伟晶岩脉分布形态一致，近地表呈分支脉状，向深部逐渐汇聚形成厚大板状体（图3a、b）。
马诺诺矿床的矿石类型主要为锂辉石伟晶岩，少量锂云母蚀变岩。锂矿化主要产于锂辉石伟晶岩内，与伟晶岩结晶过程中形成的锂辉石密切相关，局部围岩的锂云母蚀变也会形成低品位锂矿化。
锂辉石伟晶岩具花岗伟晶结构，块状构造，矿石矿物为锂辉石，脉石矿物可见石英、钾长石、钠长石、锂（白）云母等。锂辉石多呈自形厚板状、长柱状、叶片状晶体，在主要矿化段含量一般为10%~30%，最高可达50%，按颜色可分为白色、淡紫色-浅红色和淡绿色3种，其中大多数为白色锂辉石，呈巨晶或叶片状（图4a、b），锂辉石呈淡紫-浅红色主要是因为其中含锰锂辉石所致（图4c），淡绿色锂辉石常产出于断裂裂隙构造带附近，由于绢云母化蚀变导致锂辉石被绢云母取代，但蚀变交代形成的绢云母集合体仍保留锂辉石“假晶”（图4d），从而呈现淡绿色，该类蚀变常造成锂元素流失，形成低品位锂矿化带或无矿带。岩相学观察显示，锂辉石伟晶岩主要由锂辉石、钾长石、钠长石、石英、锂（白）云母等组成（图4e、f），锂辉石多呈长柱状半自形-自形晶结构，粒间充填着石英及锂（白）云母等矿物细小颗粒；钾长石含量较少，但粒度粗大，偶见钾长石颗粒内部包裹少量斜长石与锂（白）云母细小颗粒；钠长石呈长柱状自形晶结构，聚片双晶发育；锂（白）云母呈片状自形-半自形晶结构，颜色较浅，近无色。
锂云母蚀变岩呈块状构造，局部见白色石英团块（图4g）。岩石主要由锂云母组成，含少量石英，矿物颗粒较细，锂云母多呈细小鳞片状，局部富集呈条带状产出，可构成低品位锂矿体。岩相学观察发现，锂云母多呈无色，片状变晶结构，杂乱分布（图4h）。石英含量较少，可能为花岗伟晶岩的残余矿物，常被锂云母沿边缘交代（图4i）。
3伟晶岩分带性及地球化学特征3.1伟晶岩分带特征通过野外和室内岩相学观察，马诺诺伟晶岩可细分为钾长花岗伟晶岩、锂辉石伟晶岩、锂（白）云母钠长伟晶岩、钠长细晶岩和云英伟晶岩5种岩石类型，除钾长花岗伟晶岩无矿化外，其他4种类型均有相应的矿化，即云英伟晶岩Sn (Li)矿化、锂辉石伟晶岩（Li矿化主体）、钠长细晶岩（Sn-Nb-Ta矿化）和锂（白）云母钠长伟晶岩（弱Li矿化），并形成独特的倾向分带性。由近地表向深部沿倾向方向，大致可划分为3个带：①云英伟晶岩带（Ⅰ，头部带）；②钠长石-锂辉石伟晶岩带（Ⅱ，中部带）；③钾长花岗伟晶岩带（Ⅲ，尾部带）（图5a~k）。
云英伟晶岩带：该带出露近地表，为伟晶岩体的头部带，是Sn的主要矿化带。含锡云英伟晶岩经风化作用后形成风化壳型锡矿（图5a），是当地民采砂锡的主要对象。云英伟晶岩主要由锂云母和石英组成，块状构造，粒度变化较大，既有粗晶云英岩，也有中细粒云英岩。云英伟晶岩中锂云母、白云母均匀嵌布在粗粒石英之间，二者紧密共生，显示岩浆结构特征（图5b、c），云英岩与锂辉石伟晶岩之间无明显的交代分带现象，且通常情况下云英岩岩体富集Li、Rb、Cs等亲残余岩浆元素并达到工业富集，而云英岩化云英岩则一般富集W、Sn等亲气液元素（王京彬，1990），在矿区云英岩带底部，也可见不规则细脉状云英岩交代钠长细晶岩和锂辉石伟晶岩的现象。所以根据本区云英岩特征，笔者认为云英岩主体为岩浆结晶成因。
钠长石-锂辉石伟晶岩带：该带为中部带，是主要锂矿化带，可进一步细分为锂辉石伟晶岩（为主）、锂（白）云母钠长伟晶岩和钠长细晶岩3种矿化类型。3种类型局部表现为原地平行分带特征（图5d）。锂辉石伟晶岩可直接与围岩（变辉绿岩）接触，并在接触带发育电气石化；钠长细晶岩中可见浸染状分布的锡石和铌钽铁矿（图5f）；在锂辉石伟晶岩中可见钠长细晶岩包块（图5g）和钠长细晶岩穿切锂辉石伟晶岩等现象（图5e、h），二者的相互包裹、穿切关系，指示同成矿期的岩浆脉动式贯入特征。
钾长花岗伟晶岩带：该带为尾部带，无明显矿化。钾长花岗伟晶岩与锂辉石伟晶岩带之间呈渐变过渡，但在地表和勘探线剖面中也见钾长花岗伟晶岩带与锂辉石伟晶岩带呈断层接触（图5i），并导致锂矿化突然截止，但断裂两侧并没有明显的变形和错移，推测为同成矿期断裂。钾长花岗伟晶岩向深部（SE向）靠近黑云母花岗岩体逐渐变薄，并侵入到弱片麻状岩体中，而伟晶岩则无变形（图5j）。钾长花岗伟晶岩中，钾长石呈他形粒状，含量约60%，斜长石呈较自形的柱状，含量约15%，石英颗粒粗大，含量约25%（图5k）。
前人对伟晶岩矿床分带进行过较多的研究工作。如新疆可可托海伟晶岩呈典型的环带状分带，包括外带（文象伟晶岩带（Ⅰ）、粒状钠长石带（Ⅱ）、块体微斜长石带（Ⅲ）、白云母-石英带（Ⅳ））和内带（叶钠长石-锂辉石带（Ⅴ）、石英-锂辉石带（Ⅵ）、白云母-薄片状钠长石带（Ⅶ）、锂云母-薄片状钠长石带（Ⅷ）、石英和微斜长石核（Ⅺ））（申萍等，2023）；四川甲基卡134号脉可分为细粒石英-钠长石带（Ⅰ带）、细粒钠长石-微晶锂辉石带（Ⅱa带）、细粒钠长石-锂辉石带（Ⅱb带）和中粗晶锂辉石+石英+钠长石集合体带（Ⅱc带）（王臻，2021）。前人也曾提出马诺诺矿区伟晶岩在横向上由外至内依次发育有花岗细晶岩带（Ⅰ）—白云母长石石英带（Ⅱ）—石英钠长石带（Ⅲ）—锂辉石带（Ⅳ）—石英内核（Ⅴ）的平行分带模式（曾瑞垠等，2024）。随着更多的钻探工程揭露和系统的勘探剖面编录，前人厘定的平行分带仅在钠长石-锂辉石伟晶岩带的局部地段发育，其总体分带特征为沿倾向的垂向分带性。由于岩浆的不断分异演化，由浅向深部依次形成：①含锡云英伟晶岩带；②钠长石-锂辉石伟晶岩带；③钾长花岗伟晶岩带的分带特征（图6），这一分带结构明显不同于可可托海等伟晶岩矿床的原地环状分带性。
3.2地球化学特征本次共采集12件伟晶岩样品进行岩石主量、稀土和微量元素地球化学分析，分别为云英伟晶岩、钠长伟晶岩、锂辉石伟晶岩和钾长花岗伟晶岩，样品测试在福建紫金矿冶测试技术有限公司完成。其中，全岩主量元素采用电感耦合等离子体原子发射光谱法分析（其中，Li2O和Rb2O采用火焰原子吸收光谱法），分析精度优于4%，稀土元素和微量元素采用ICP-MS分析（其中，Sn和Hg采用原子荧光光谱法），分析精度优于2%。分析结果见表1。
主量元素分析显示，伟晶岩w(SiO2)范围在65.81%~79.49%之间，除个别样品外，样品点均位于花岗岩区域（图7a），总碱含量在4.39至14.4之间变化，属钙碱性系列。钾长花岗伟晶岩和钠长伟晶岩A/CNK平均1.03，云英伟晶岩A/CNK平均1.54，锂辉石伟晶岩A/CNK平均2.84，显示从钾长花岗伟晶岩的弱过铝质特征到锂辉石伟晶岩强过铝质特征。从K2O+Na2O数值可以看出，从钾长花岗伟晶岩→钠长伟晶岩→云英伟晶岩→锂辉石伟晶岩具有逐渐降低的特征，指示一定的主量元素分带特征。在SiO2-Al2O3协变图（图7b）中也大致呈现线性演化趋势，显示出岩浆分异演化特征。锂辉石伟晶岩具有较高的w(Li2O)（1.25%~3.88%），明显高于其他类型伟晶岩，且从图（图7c）中可以看出，随着w(K2O+Na2O)的减少，w(Li2O)逐渐升高，在SiO2-Li2O协变图（图7d）中，虽然线性演化趋势不太明显，但也可明显发现Li2O在不同伟晶岩中的含量变化。总体来看，伟晶岩较高的SiO2含量、总碱含量、铝指数，较低的CaO、MgO含量等均指示岩浆高分异特征。
一般来说，高分异花岗岩的稀土元素通常具有稀土元素总量和轻、重稀土比偏低、Eu负异常明显、四分组效应显著等特点（吴福元等，2017；于志琪等，2023；肖军军等，2024），从本次稀土和微量元素分析数据可以看出（表1），伟晶岩均具有较低的稀土元素含量，且很多稀土元素含量低于检测限，因此，无法准确获得其所代表的意义，但从Eu含量高于检出限的样品来看，Eu异常为明显负异常（δEu=0.24~0.28）。所以，马诺诺伟晶岩较低的REE总量、较低的轻重稀土元素比（平均24.39）及Eu负异常等特征，与高分异花岗岩稀土元素特征相似。在微量元素蛛网图（图8a）中，不同类型的伟晶岩均表现出富集Cs、U、Ta等元素，而亏损Sr、Ti等元素，Cs、U、Ta等元素属于高度不相容元素，在岩浆演化过程中更倾向进入残余熔体或晚期的热液中，随着岩浆的结晶分异，这些元素在岩浆体系中不断富集，形成高分异岩浆。另外，在La/Yb与Li2O图（图8b）中也可以看出，从钾长花岗伟晶岩→钠长伟晶岩→云英伟晶岩→锂辉石伟晶岩的线性演化特征。综上所述，通过伟晶岩主量、稀土和微量元素特征综合分析，认为马诺诺伟晶岩具有高分异岩浆特征。
3.3成因讨论Cerny等（2005）将花岗伟晶岩划分为LCT（富集Li-Cs-Ta）、NYF（富集Nb-Y-F）和混合的LCT＋NYF族系，其中，LCT型伟晶岩以过铝质、富集助熔组分（H2O、F、P、B）、稀有金属元素（Li、Rb、Cs、Ta>Nb、Be、Sn），极其低的Nb/Ta比值（＜5）等为特征。马诺诺伟晶岩中除锂矿化外，还含有锡、铌钽、铯等有益元素，地球化学特征显示具有过铝质特征，富集B、P、Li、Cs、Be，Ta（表1），且Nb/Ta比值介于0.38~3.96（＜5），综合其伟晶岩组成、地球化学特征综合判断，该伟晶岩属LCT型伟晶岩。
前人对LCT伟晶岩的成因机制一直存在争论，目前主要由3种认识：花岗质岩浆结晶分异（London, 2008）、地壳部分熔融（Simmons et al., 2008）和岩浆不混溶（Veksler, 2004）。从马诺诺矿区成矿地质特征看，3种机制可能都存在，对形成超大型锂多金属矿来说，是一个花岗质岩浆序列演化的有机整体。
基巴拉造山带中厚度大于10 km的中元古代含锂变沉积岩夹基性火山岩，在晚造山伸展环境下部分熔融，形成G4期高Li、Sn、Nb、Ta背景的初始花岗质岩浆（Dewaele et al., 2011；Dewaele et al., 2015）。在岩浆分异演化过程中，Li元素逐渐富集，表现出在最末端的花岗岩和伟晶岩中含量最高的现象（许志琴等，2018）。根据马诺诺矿床的伟晶岩的主量和微量元素地球化学特征推断（图7a~d，图8a、b），随着结晶分异演化，Li元素富集在残余岩浆中，形成富Li高分异花岗质岩浆（LCT岩浆）；NE向区域性断裂+背斜构成有利的导矿-容矿构造组合，NE向断裂将深部富锂高分异岩浆抽提、定位到构造扩容部位；变辉绿岩/云母石英片岩围岩的圈闭作用，阻隔了热量和挥发分的快速逸散，使LCT岩浆能充分分异-结晶形成含矿伟晶岩。所以，G4期岩浆岩深部结晶分异形成LCT岩浆，NE向断裂抽提LCT岩浆并发生液态分异，构成“双层分异”作用模式，使Li等成矿元素进一步富集，形成高品位伟晶岩矿体。
过去往往忽视了浅部LCT岩浆分异作用对成矿的重要贡献。马诺诺伟晶岩流动构造（图9a）显示，LCT岩浆为富含挥发份、高分异的残余岩浆。钻孔中可见原地分异作用形成的囊包体，从外向内对称出现钾长花岗伟晶岩-钠长细晶岩/白云母钠长伟晶岩-锂辉石伟晶岩的原地分异-结晶分带（图9b），与中国南岭高演化花岗岩中所见的液态分异现象（王联魁等，1983；王京彬，1989）非常相似，意味着LCT岩浆在形成伟晶岩过程中发生了液态分异，
Li具有类似于非碱金属元素的地球化学特征，使其倾向于富集在花岗质岩浆结晶晚期的残余熔体或岩浆期后的热液中（Černý et al., 1985），因此随着岩浆的不断演化，分异为富锂的伟晶岩相（锂辉石伟晶岩）和贫锂伟晶岩相（钾长花岗伟晶岩，钠长细晶岩）（图9c）。从勘探线剖面的粗略统计，锂辉石伟晶岩约占伟晶岩总体积的40%~45%。换言之，富锂的LCT伟晶质岩浆，通过液态分异作用使锂进一步汇聚到占比40%~45%的富锂伟晶岩相中，从而大幅提高了所成矿体的品位和规模。马诺诺LCT岩浆浅部液态分异的前提，是其良好的圈闭条件和富挥发分高分异岩浆具有一定的体积规模（含矿伟晶岩最大厚度近300 m）。
综上所述，马诺诺锂多金属成矿系统是多重有利因素的最佳组合（图10），包括：①碰撞造山晚期阶段形成G4期花岗岩，该期花岗岩一部分沿断裂直接上升形成该区黑云母花岗岩（如Lukushi花岗岩），一部分可能发生结晶分异作用，形成高分异花岗质岩浆（LCT岩浆）；②NE向断裂的抽提作用，使高分异岩浆定位到浅部构造扩容带；③变辉绿岩-片岩围岩的圈闭作用，隔挡了热和挥发份的逸散；④圈闭的LCT岩浆发生原地液态分异，形成富锂相和贫锂相的两种不混溶岩浆，其中富锂相岩浆形成锂辉石伟晶岩，贫锂相岩浆形成钾长花岗伟晶岩和钠长细晶岩，值得注意的是，在锂辉石伟晶岩中可见钠长细晶岩包块和钠长细晶岩穿切锂辉石伟晶岩等现象，二者的相互包裹和穿切，指示同成矿期的岩浆脉动式贯入特征。所以，高分异岩浆的脉动式注入-原地液态分异过程中，Li通常在晚期残余熔体中富集，Sn则易与挥发分向上迁移，因此，Sn富集在头部富流体的云英伟晶岩带中，Li富集在中间锂辉石伟晶岩相中，形成厚大的高品位锂矿体，深部则为不含矿的钾长花岗伟晶岩。
4勘探准则马诺诺矿床中有利的岩浆-构造-围岩条件组合，可作为找矿靶区优选的地质前提。在有利的地质前提下，根据上述成矿模式和马诺诺矿床的勘查实践，总结提出了马诺诺式LCT伟晶岩型锂多金属矿床找矿勘探准则。
（1）以锡找锂，民采风化壳型锡矿是直接找矿标志
含锡云英伟晶岩易风化，常形成风化壳型锡矿，为民采砂锡矿的主体。对马诺诺风化壳型砂锡矿初步评价表明，远离云英伟晶岩带砂锡矿迅速变贫消失。马诺诺及其外围存在百余年的民采砂锡现象，地表广泛分布大小不等的淘锡坑。应用遥感影像（Google Earth）图（图11）可快速识别民采痕迹。根据“上锡下锂”的矿化分带特征，含锡风化壳中若伴有相对较高的锂含量，则是寻找深部锂矿的直接标志。通过遥感地质调查，快速圈定风化壳型锡（钨、铌-钽）矿点范围，即为锂矿找矿潜力区。
（2） 上锡下锂，沿锡矿化的倾向（侧伏）方向追索发现锂矿体
找矿靶区圈定后，沿着浅表锡矿化的侧伏方向，追索发现锂矿体。在评价中要特别注意伟晶岩的形态产状，缓倾斜伟晶岩容易形成厚大的高品位锂矿体（Groves et al., 2022)，而陡倾斜的伟晶岩分异差、矿体厚度薄。根据伟晶岩脉的产状特征，可大致推断其找矿潜力，并在陡倾伟晶岩脉群中注意寻找缓倾伟晶岩脉或缓倾的部位，依此更容易发现主矿体。
（3） 磁异常是有效的找矿标志
LCT伟晶岩和高分异花岗岩多为无磁性或低磁性。马诺诺矿区云母石英片岩（局部含BIF）和变辉绿岩围岩具有中等磁性，二者之间有较明显的磁性差异，且由于伟晶岩的侵入在接触带发育角岩化或电气石-微粒磁铁矿化，形成接触带的相对“高磁边”，马诺诺伟晶岩即夹在2条NE向高磁异常带之间，清晰显示出NW向及NE向2组断裂构造（图12a）。无人机航磁是一种快速、低成本的物探方法，磁异常可较好地指示断裂构造，相对“高磁异常边”可有效地圈出伟晶岩带（体）。
（4） 探索成矿岩体——隐伏的高演化花岗岩
预测隐伏高演化花岗岩——LCT伟晶岩的成矿母岩的空间位置，有助于预测可能的“矿化地下室”（王登红等，2017），即在近隐伏成矿母岩的顶部凸起部位，Nb、Ta、Rb、Cs通常更容易富集成矿。同时，也有助于确定主矿化区段，马诺诺矿区距推测的成矿母岩体较近的伟晶岩，锂矿化更好，而远离则矿化变弱。通过马诺诺矿区△T斜导数影像图（图12a）和含矿伟晶岩分布与磁异常套合图（图12b）分析，笔者认为马诺诺矿区NW侧的带状低磁异常可能为隐伏的高演化花岗岩岩枝，基托托罗矿区的近圆形的低磁异常可能为隐伏的高演化花岗岩岩株，靠近这2个部位的伟晶岩也是矿化最好的区段。
5结论（1） 马诺诺LCT型含矿伟晶岩的分带结构不同于常见的环状分带或平行分带性，而是具有沿倾向的垂向分带性，沿倾向方向从浅部向南东深部，依次为云英伟晶岩带（Ⅰ，头部带，Sn矿化为主）、钠长石-锂辉石带（Ⅱ，中部带，锂矿主成矿带）和钾长花岗伟晶岩带（Ⅲ，尾部带，无矿带）。高分异岩浆的脉动式注入和在浅部的原地液态分异（岩浆不混溶），是导致垂向分带性的重要机制。Sn、Li等成矿元素按照地球化学相容性差异，而形成分段富集，Sn富集在头部的富流体相云英伟晶岩带，Li富集在中间的锂辉石伟晶岩带，深部的钾长花岗伟晶岩带则无矿化，构成“上锡下锂”的矿化分带结构。
（2） 马诺诺超大型锂多金属成矿系统是岩浆-构造-围岩多重有利因素的最佳组合。其中，G4期的初始含锂花岗质岩浆的“双层分异”作用，是锂元素超常富集的关键。即，深部岩浆房的结晶分异作用，形成富锂富挥发份的高分异岩浆（LCT岩浆），沿NE向断裂上侵并发生液态分异作用，形成富锂相和贫锂相2种岩浆，使锂等成矿元素进一步汇聚到富锂相岩浆中，从而形成厚度大品位高的锂辉石伟晶岩矿体。
（3） 马诺诺矿床中有利的岩浆-构造-围岩条件组合，可作为找矿靶区优选的地质前提。依据“上锡下锂”的分带模式，以锡找锂，民采风化壳型砂锡矿是直接找锂矿的标志，并沿着锡矿化的侧伏方向追索锂矿体；依据伟晶岩与围岩的磁性差异，应用无人机航磁技术，快速圈定伟晶岩和控矿构造，对找矿靶区开展整体性评价。
致谢写作过程中得到马诺诺锂业简易股份有限公司的大力支持，审稿人提出了宝贵的修改意见，特此致谢！
表1马诺诺伟晶岩岩石主量（w(B)/%）和微量元素（w(B)/μg/g）分析结果表Table 1 Analytical results of major (w(B)/%) and trace elements (w(B)/μg/g) for Manono pegmatite rock组分
HQ03
HQ05
HQ08
HQ16
HQ12
HQ15
HQ01
HQ02
HQ04
HQ06
HQ10
HQ11
云英伟晶岩
钾长花岗伟晶岩
钠长伟晶岩
锂辉石伟晶岩
SiO2
76.26
77.56
76.42
65.79
71.84
73.7
73.52
79.49
74.59
76.81
73.54
65.81
TiO2
-
0.01
0.03
-
-
-
0.01
0.01
0.01
0.01
-
0.01
Al2O3
14.62
14.31
13.55
18.19
16.67
14.39
16.39
12.99
17.31
16.32
16.95
23
Fe2O3
0.88
1.09
1.03
0.28
0.57
0.4
1.05
1.19
1.34
1.7
0.93
0.49
MnO
0.08
0.08
0.04
0.03
0.01
0.01
0.21
0.22
0.17
0.23
0.04
0.11
MgO
-
-
0.07
-
-
-
0.02
-
0.12
-
0.45
0.07
CaO
0.17
0.21
0.45
0.08
0.31
0.04
0.36
0.11
0.25
0.28
0.14
0.19
Na2O
2.88
3.33
5.05
1.92
6.51
8.58
4.29
0.48
3.08
0.86
2.83
5.19
K2O
4.30
3.00
3.51
12.48
4.63
0.59
1.77
4.09
1.31
0.58
3.91
1.56
Li2O
0.75
0.89
0.03
0.04
0.03
0.02
1.29
1.82
2.55
3.88
1.25
3.20
Rb2O
0.12
0.09
0.10
0.62
0.16
0.02
0.06
0.12
0.03
0.01
0.10
0.02
P2O5
0.08
0.08
0.17
0.15
0.10
0.04
0.22
0.15
0.13
0.11
0.04
0.03
烧失量
0.60
0.64
0.32
0.38
0.28
0.21
0.91
0.40
0.61
0.07
1.04
0.71
总和
100.74
101.29
100.77
99.96
101.11
98.00
100.10
101.07
101.50
100.86
101.22
100.39
La
0.12
0.44
1.66
1.88
0.18
0.39
0.79
0.22
1.06
0.91
0.59
0.21
Ce
8.90
1.42
3.54
3.86
9.60
0.41
1.09
1.24
4.24
3.70
2.00
0.68
Pr
-
-
0.429
0.383
-
0.114
-
-
0.148
0.131
-
-
Sm
-
-
0.375
0.186
-
-
-
-
-
-
-
-
Eu
0.01
0.02
0.09
0.05
0.04
0.02
0.02
0.01
0.10
0.06
0.11
0.05
Gd
0.069
0.04
0.361
0.172
0.137
0.064
0.058
0.032
0.085
0.085
0.067
0.039
Tb
-
-
0.056
0.02
0.018
0.007
0.013
0.004
0.007
0.007
0.005
0.004
Dy
0.01
0.02
0.32
0.08
0.10
0.04
0.07
0.02
0.03
0.03
0.04
0.02
Ho
-
0.004
0.069
0.011
0.02
0.006
0.013
0.004
0.007
0.005
0.007
0.004
Er
2.40
0.01
0.22
0.03
2.47
0.02
0.04
0.02
0.02
0.02
0.03
0.45
Tm
-
-
0.031
-
0.009
-
0.007
-
0.003
-
0.003
-
Yb
0.019
0.02
0.224
0.019
0.064
0.013
0.066
0.017
0.033
0.026
0.026
0.02
Lu
-
-
0.038
-
0.008
-
0.01
-
0.005
0.004
0.004
-
Y
0.061
0.133
1.807
0.205
0.663
0.108
0.528
0.135
0.284
0.183
0.253
0.143
Ta
38.29
26.90
30.20
16.45
17.82
109.50
51.50
325.10
49.81
54.67
132.10
63.25
Nb
54.67
38.02
37.83
1.80
22.60
64.43
87.87
177.5
102.5
59.38
55.66
37.52
Be
43.52
40.69
99.12
4.51
17.65
109.4
167.8
44.86
140.1
101.9
32.26
9.65
Bi
0.61
1.16
0.29
-
-
0.23
0.5
0.48
-
0.51
0.08
0.13
Cd
0.3
0.2
0.16
0.25
-
-
0.2
0.18
0.08
0.07
0.12
0.22
Co
0.18
0.25
1.2
0.48
2.77
0.12
0.54
0.49
0.36
0.49
0.47
0.21
Cs
88.68
60.63
101.6
366.3
103.6
24.89
72.35
123.5
94.51
50.76
128.2
36.92
Cu
6.05
2.87
5.69
-
2.12
-
11.21
8.79
3.83
3.63
2.8
3.64
Ga
31.37
32.99
17.89
16.33
19.51
23.96
41.24
25.15
39.25
39.19
27.4
50.56
Hf
1.04
0.26
4.67
0.09
0.21
0.77
1.04
2.32
0.38
0.77
0.93
1.4
Sc
-
-
-
-
-
-
2.28
-
2.36
2.42
2.08
2.16
Mo
-
-
1.25
0.99
1.12
0.98
0.3
0.3
0.13
0.4
1.18
1.09
B
19.80
17.14
-
-
-
-
21.94
16.82
-
-
23.77
15.39
Sb
-
0.24
0.17
2.53
0.2
0.24
1.43
0.91
0.07
0.22
2.99
0.86
Th
0.94
0.24
4.14
0.2
0.22
0.34
3.07
1.01
0.44
1.57
3.45
3.41
U
9.67
1.19
6.06
0.27
3.12
0.59
23.59
6.17
5.38
5.76
2.07
7.81
W
2.31
2.71
0.12
-
-
-
6.62
2.93
3.05
0.58
-
-
Sr
6.8
6.98
32.93
9.52
32.68
3.05
9.7
12.3
11.51
35.43
18.21
47.12
Sn
0.013
0.018
0.0053
0.0035
0.024
0.116
0.084
0.028
0.019
0.045
0.049
0.049
Pb
0.002
0.001
0.001
0.008
0.002
-
-
0.002
-
-
0.002
-
Zn
0.016
0.013
0.003
0.005
0.003
0.001
0.012
0.01
0.006
0.004
0.002
0.012
Hg
-
-
0.036
0.04
0.017
-
0.024
0.015
-
-
0.014
0.022
As
4.92
10.03
12.05
3.29
2.95
-
6.05
10.93
8.37
2.25
3.49
1.85
注：“-”表示低于检测限。
图1基巴拉造山带大地构造背景图（据Debruyne et al., 2015修改）
Fig. 1 Regional geological map of Kibaride metallogenic belt (modified from Debruyne et al., 2015)
图2马诺诺-基托托罗矿田（a）和马诺诺矿区地质图（b）（据曾瑞垠等，2024修改）
Fig.2 Geological map of Manono-Kitotolo mining area (a) and Manono ore field (b) (modified from Zeng et al., 2024)
图3马诺诺矿床A-A’（a）和B-B’（b）剖面图
Fig. 3 A-A’ (a) and B-B’ (b) profiles of the Manono deposit
图4马诺诺矿床矿石特征 a.巨晶锂辉石；b.叶片状白色锂辉石；c.淡紫色锂辉石，含锰锂辉石；d.淡绿色锂辉石,绢云母交代形成锂辉石“假晶”；e、f.锂辉石伟晶岩显微结构照片；g.锂云母蚀变岩；h、i.锂云母蚀变岩显微结构照片
Fig. 4 Characteristics of Manono ores a. Giant crystal spodumene; b. Leaf shaped white spodumene; c. Light purple spodumene, spodumene containing manganese; d. Light green spodumene, with sericite replaced spodumene to form spodumene “pseudocrystals”; e, f. Photomicrographs of the spodumene pegmatite; g. Lithium mica altered rock; h, i. Photomicrographs of the lithium mica altered rock
图5马诺诺矿床矿化分带特征 头部带（Sn矿化）：a.露采云英伟晶岩风化壳淘锡坑；b、c.云英岩；中部带（Li矿化）：d.钠长石-锂辉石伟晶岩带剖面；e.钠长细晶岩穿插锂辉石伟晶岩中；f.含锡石钠长细晶岩；g.锂辉石伟晶岩中钠长细晶岩包块；h.钠长细晶岩贯入锂辉石伟晶岩；尾部带（无矿化）：i.钾长石花岗伟晶岩与锂辉石伟晶岩接触带；j.钾长花岗伟晶岩贯入黑云母花岗岩中；k.钾长花岗伟晶岩岩相学特征
Fig. 5 Mineralization zoning characteristics of Manono deposit Head zone (Sn mineralization): a. Exposed greisen pegmatite weathering crust; b, c. Greisen; Middle zone (Li mineralization): d. Albite-spodumene pegmatite belt section; e. Albite aplite cuts through spodumene pegmatite; f. Albite aplite with disseminated cassiterite; g. Albite aplite inclusions in spodumene pegmatite; h. Albite aplite cuts through spodumene pegmatite; Tail zone(barren): i. Contact zone between K-feldspar granite pegmatite and spodumene pegmatite; j. K-feldspar granite pegmatite penetrates into biotite granite; k. Petrographic characteristics of K-feldspar granite pegmatite
图6马诺诺矿床含矿伟晶岩分带示意图
Fig. 6 Schematic diagram of zoning of pegmatite mineralization in Manono deposit
图7马诺诺花岗伟晶岩SiO2-(Na2O+K2O)（a，据Middlemost, 1994）和SiO2-Al2O3（b）、(Na2O+K2O)-Li2O（c）、SiO2-Li2O（d）图 1—辉长岩；2—辉长闪长岩；3—闪长岩；4—花岗闪长岩；5—花岗岩；6—石英二长岩；7—二长岩；8—二长闪长岩
Fig. 7 Schematic diagram of SiO2-(Na2O+K2O) (a, after Middlemost, 1994) and SiO2-Al2O3（b）, (Na2O+K2O)-Li2O（c）, SiO2-Li2O（d）diagrams of Manono granite pegmatite 1—Gabbro; 2—Gabbro diorite; 3—Diorite; 4—Granodiorite; 5—Granite; 6—Quartz diorite; 7—Diorite; 8—Monzogabbro
图8马诺诺花岗伟晶岩微量元素配分图（a，数据标准化采用Sun et al., 1989）和La/Yb-Li2O图解（b） 表1马诺诺伟晶岩岩石主量（w(B)/%）和微量元素（w(B)/μg/g）分析结果表 注：“-”表示低于检测限。
Fig. 8 Trace element distribution diagram of Manono granite pegmatite (a, after Sun et al., 1989) and La/Yb-Li2O diatram (b) Table 1 Analytical results of major (w(B)/%) and trace elements (w(B)/μg/g) for Manono pegmatite rock
图9马诺诺LCT伟晶质岩浆分异结构特征 a.浅部伟晶岩的流动构造；b.液态分异-结晶的富锂/贫锂伟晶岩；c.液态分异的囊状包体
Fig. 9 Characteristics of magma differentiation structure of Manono LCT pegmatite a. Flow structures of shallow pegmatite; b. Lithium rich/lithium poor pegmatite formed by liquid differentiation-crystallization; c. A capsule displaying in-situ liquid differentiation characteristics
图10马诺诺锂矿成矿模式图
Fig. 10 Mineralization model of Manono lithium deposit
图11马诺诺矿区遥感图
Fig. 11 Remote Sensing map of Manono mining area
图12马诺诺矿区△T斜导数影像图（a）及磁异常与伟晶岩套合图（b）
Fig. 12△T oblique derivative image map (a) and magnetic anomaly map (b) of Manono mining area
-
参考文献
摘要
刚果（金）马诺诺（Manono）锂矿床位于非洲中部基巴拉造山带（Kibaride Belt），属LCT伟晶岩型锂矿床，以其规模大、品位高，受到广泛关注。文章基于对马诺诺矿床最新勘查成果，通过对成矿地质特征和伟晶岩分带的系统研究，提出马诺诺含矿伟晶岩主要表现为倾向分带性，沿倾向方向由浅到深，依次为云英伟晶岩带（头部带，Sn矿化为主）、钠长石-锂辉石伟晶岩带（中部带，锂矿主成矿带）和钾长花岗伟晶岩带（尾部带，无矿化），具有“上锡下锂”的矿化分带结构。马诺诺超大型锂矿床的形成得益于岩浆-构造-围岩条件的最佳组合，其中G4期的初始含锂花岗质岩浆的“双层分异”作用，即深部岩浆房的结晶分异和浅部LCT岩浆房的液态分异，是锂元素超常富集的重要机制。结合马诺诺锂矿床的发现和勘查实践，总结了马诺诺式LCT伟晶岩型锂矿床的勘查评价准则：遥感影像快速识别民采痕迹；按照“上锡下锂”的分带特征评价（民采）锡矿点；沿锡矿化的倾向方向追索发现锂矿体；应用无人机航磁技术快速圈定伟晶岩和控矿构造，开展整体评价。马诺诺矿区及外围民采稀有金属矿点众多，找矿潜力巨大，借助评价准则，可快速优选评价找矿靶区。
Abstract
The Manono world-class lithium deposit in the Democratic Republic of Congo is located in the Kibaride Belt of central Africa. It belongs to LCT pegmatite-type lithium deposit and was famous due to the big tonnage and high grade. Based on the latest exploration result and systemic study of the geological characteristics and mineralization, this article proposed that the zoning of Manono ore-bearing pegmatite is mainly along the dip direction. From the top to the root, three zones were distinguished: the greisen pegmatite zone (top zone, Sn minera-lization dominant), the sodium feldspar-spodumene pegmatite zone (middle belt, main lithium mineralization zone) and the K-feldspar granite pegmatite zone (root zone, barren), so called “top Sn and below Li” mineralization structure. The formation of the Manono lithium deposit is attributed to the optimal combination of magma-structure-wall rocks. It is considered that "double-layer differentiation" of the lithium bearing G4 granitic magma play an important role. That is mean the crystallization differentiation of deep magma chambers and the liquid differentiation of shallow LCT magma chambers, is the key metallogenic mechanism for lithium enrichment. An useful Manono-style LCT pegmatite lithium deposit exploration strategy was concluded based on the discovery and exploration experience of the Manono deposit: Searching artisanal mining traces through remote sensing images, assessing the tin occurrence (artisanal mining sites), then using the " top Sn and below Li " model to find Li mineralization, locate pegmatite belts (bodies) and ore controlling structure based on high resolution aeromagnetic data, and conducting systematic geology exploration. There are many rare metal artisanal mining sites around Manono area, it is high potential to find Li mineralization. Using this Manono-style exploration strategy can help quickly to find and evaluate the exploration targets.
