Budowa geologiczna Afganistanu jest bardzo skomplikowana. Potwierdzają to coraz dokładniejsze wyniki badań rekonesansowych. Jednak nasza wiedza dotycząca geologii tego regionu świata opiera się bardziej na teoriach, aniżeli konkretnych wynikach prac terenowych. Wynika to głównie z niezwykle trudnych warunków geoklimatycznych, niedostępności pasm górskich Hindu-Kush, ale przede wszystkim uwarunkowań politycznych, których nie sposób zrozumieć bez wgłębienia się w burzliwe dzieje tego kraju.

 

Złożoność budowy tektonicznej Afganistanu jest wynikiem przebiegającego w tym miejscu „szwu” tektonicznego, czyli miejsca połączenia dwóch płyt kontynentalnych: Euroazjatyckiej i Indoaustralijskiej. Efektem kolizji tych płyt było nie tylko wypiętrzenie Himalajów, ale także powstanie południowoazjatyckiego pasa pegmatytowego, ciągnącego się przez Afganistan, Pakistan, Indie, Nepal aż do Birmy, w obrębie którego notuje się występowanie wielu złóż kamieni szlachetnych, m.in. szmaragdów.

 

Wypiętrzanie pasma Himalajów było procesem powolnym i długotrwałym, jednakże nasilenie ruchów orogenicznych miało miejsce w ciągu ostatnich 15 mln lat. Fakt, że na obszarze Himalajów bardzo często występują trzęsienia ziemi świadczy, iż procesy te deřnitywnie się jeszcze nie zakończyły. Terenem o największej aktywności sejsmicznej w Azji Centralnej jest północna część pasma Hindu–Kush (Bowersox & Chamberlin, 1995).

 

Afgański system górski Hindu–Kush, o długości 1600 km i szerokości 323 km, stanowi naturalną granicę między Azją Centralną a Południową. Jest to zarazem ważny dział stref klimatycznych i hydrologicznych. Masyw ten bierze swój początek w węźle pamirskim, ciągnąc się na zachód w postaci dwóch równoległych łańcuchów, które formują dwie długie doliny rzeczne: Panjshir i Gherband. Jest to jednocześnie dział wodny między rzekami basenu Jeziora Aralskiego i Oceanu Indyjskiego.

 

Na terenie Hindu–Kush zlokalizowane są złoża złota, srebra, rud ołowiu, żelaza, antymonu, miedzi, siarki, niklu, cyny, cynku, manganu, soli i gipsu. Po obu stronach pasma górskiego znajdują się wychodnie węgla. W rejonie tym obecna jest też ropa naftowa. Bogactwami mineralnymi są tu także kamienie szlachetne i ozdobne, do których zaliczyć można m. in.: turmalin, granat, rubin, szařr, lapis-lazuli, akwamaryn, morganit, ametyst. Złoża szmaragdów zostały zlokalizowane we wczesno-mezozoicznej streře szwu, na północ od Nuristanu (szmaragdy Panjshir) i we wschodnim Nuristanie (szmaragdy Badel) (Kazmi & Snee, 1989).

 

Dolina Panjshir stanowi główną strefę uskokową na styku płyty Euroazjatyckiej i fragmentu mikrokontynentalnego Cimmeria. Mineralizacja szmaragdowa występuje jedynie w jej wschodniej części i ograniczona jest do obszaru o szerokości 16 km. Geologia tej części Afganistanu nie jest do końca poznana. Stwierdzono istnienie kompleksu metamorřcznego złożonego z migmatytow, gnejsów, łupków, marmurów i amřbolitów. Skały te przykryte są warstwowaną sekwencją skał metaosadowych (łupków, kwarcytów i marmurów wieku paleozoik–mezozoik), które poddane były metamorřzmowi w facji łupków zielonych. Sekwencja ta została intrudowana dajkami i sillami gabra, diorytu i porřru kwarcowego. W wyniku oddziaływania roztworów hydrotermlnych i/lub pneumatolitycznych skały te ulegały przemianom metamorřcznym (kontaktowym). Powstał system wtórnych żył kwarcowo–ankerytowych zawierających szmaragdy (niekiedy towarzyszy im także piryt). Szmaragdy występują też w strefach naprężeń ścinających, charakteryzujących się obecnością skał krzemionkowych zawierających flogopit, albit, turmalin i piryt. Jednak najlepszej jakości kamienie znajdowane są w silnie przeobrażonych (w wyniku albityzacji, biotytyzacji, karbonatyzacji, siliřkacji) sillach lub dajkch gabrowo-diorytowych.

 

Eksploatacja szmaragdów prowadzona jest w sześciu kopalniach na terenie okręgu Kapisa, w prowincji Parvan: Darun, Dahane Revat , Buzmal, Riwat, Mikeni i Dar Khenj. Po raz pierwszy ich nazwy i lokalizacje zostały opublikowanne w raporcie przygotowanym przez United Nations Development Program w roku 1977. Kopalnie w Dolinie Panjshir są najwyżej położonymi kopalniami szmaragdów na świecie. Znajdują się na wysokości od 3000 do 4000 m n. p. m. (Bowersox, 1985).

 

O pięknych zielonych kamieniach pochodzących z Baktrii wspomina już Pliniusz Starszy w swoim dziele „Historia Naturalis” (76 r. n. e.). Bogactwami Badakhshanu zachwyca się również Marco Polo. Pomimo tak długiej historii eksploatacji, złoża te są mało znane pod względem mineralogiczno-petrograřcznym i genetycznym. Nie istnieją też żadne formalne statystyki podające ilość szmaragdów dotychczas tam pozyskanych.

 

Przedmiotem kompleksowych badań fazowych było 12 kryształów tego cennego minerału, pochodzących z Doliny Panjshir (Afganistan). Równocześnie przebadano próbki skał zawierających mineralizację szmaragdową oraz innych skał towarzyszących. Niestety brak dokładnych danych odnośnie miejsca pobrania tych próbek, utrudnia interpretację otrzymanych wyników.

 

W przypadku szmaragdów wykonano wstępne obserwacje makroskopowe, a następnie badania mikroskopowe przy użyciu lupy gemmologicznej 10 x triplet, lupy binokularnej oraz standardowego mikroskopu polaryzacyjnego do światła przechodzącego, a także analizy rentgenograřczne, spektrofotometryczne w podczerwieni i chemiczne metodą absorpcyjnej spektroskopii atomowej (ASA), oraz w mikroobszarze (EDS), wykonane przy użyciu elektronowego mikroskopu skanningowego (SEM) z mikroanalizatorem.

 

Masa badanych szmaragdów była zróżnicowana, oscylowała między 0.65-6.95 ct. Większość kamieni była prawidłowo wykształcona w postaci słupa heksagonalnego. Jak wiadomo, beryle te posiadają dużą twardość 7,5 – 8 w skali Mohsa, a zarazem są bardzo kruche. Łupliwość ich zazwyczaj jest niewyraźna, zgodna z (0001), przełam muszlowy nierówny. Wyraźna poprzeczna oddzielność. Cechą wspólną badanych kryształów był słaby połysk szklisty. Podstawowa barwa zielona kamieni w niektórych okazach miała odcień lekko niebieski lub żółtawy. Zmienna była także jej jasność i nasycenie. Ponadto w dwóch okazach zaobserwowano zonalność barwy. Jest to zjawisko dość powszechne wśród szmaragdów. W przypadku badanych kamieni objawiało się to występowaniem stref o zmiennym nasyceniu barwy lub nawet zupełnie bezbarwnych.

 

Już okiem nieuzbrojonym stwierdza się urozmaiconą budowę wewnętrzną szmaragdów afgańskich. Większość z badanych kamieni posiadała bardzo dobrze widoczne kanaliki wzrostu, inkluzje i spękania wewnętrzne. Znaczne nagromadzenie znamion wewnętrznych miało niekiedy negatywny wpływ na stopień przezroczystości i czystość szmaragdów. Obserwacje te potwierdziły badania wykonane za pomocą imersjoskopu. Zidentyřkowano protogenetyczne inkluzje jednofazowe ciekłe i gazowe, oraz dwufazowe ciekło-gazowe. Wokół spękań rozmieszczone były ponadto dendrytopodobne inkluzje ciekłe, o charakterze epigenetycznym.

 

Szmaragdy są minerałami anizotropowymi, jednoosiowymi, optycznie ujemnymi. Pomiary współczynnika załamania światła na refraktometrze dały średnią wartość 1.578. Jak wiadomo dla tej grupy minerałów parametry te są następujące: nc = 1.571-1.600 i ne = 1.566-1.593. Obserwowana trudność odczytu wynikała z niskiej dwójłomności (D = 0.005-0.009). Badane kamienie wyróżniały się silnym dichroizmem w barwie niebieskozielonej dla promienia nadzwyczajnego i żółtozielonej dla promienia zwyczajnego.

 

Szmaragdy wykazują niekiedy słabe czerwone lub pomarańczowe świecenie w bliskim UV i zielone świecenie w dalekim UV. Badane kamienie okazały się inertne w ultrařolecie, zarówno w UVL jak i UVC.

 

W większości, badane kryształy szmaragdów nie reprezentowały dużej wartości jubilerskiej, jedynie dwa okazy można było zaliczyć do kamieni o wysokiej klasie czystości i dlatego też jeden z nich posłużył do badań fazowych i chemicznych.

 

Duży stopień czystości tego szmaragdu potwierdziły wyniki analizy rentgenowskiej. Otrzymane z dyfraktogramu odległości dhkl badanego berylu wykazywały nadzwyczaj duże podobieństwo do danych wzorcowych szmaragdu z Royalstone (Massachusetts, USA).

 

Określono również wymiary komórki elementarnej szmaragdu afgańskiego: a = 9.2398 nm i c = 9.1982 nm (dane wzorcowe a = 9.21 nm, c = 9.17 nm). Niewielkie różnice między danymi pomiarowymi a wzorcowymi są przypuszczalnie spowodowane podstawieniami diadochowymi w sieci krystalicznej tego minerału. Kierując się tymi założeniami wykonano oznaczenia chemiczne i badania spektrofotometryczne w podczerwieni (IR).

 

Wyniki analizy chemicznej wykonanej metodą ASA pozwalają przypuszczać, że podstawienia diadochowe istotnie mają miejsce. Wskazuje na to m.in. niska zawartość Al2O3 (14.39 % wagi). Prawdopodobnie jony Al3+ zostały zastąpione w pozycjach oktaedrycznych na drodze diadochii homowalentnej przez trójwartościowe kationy V3+ i Cr3+, bądź heterowalentnej przez dwuwartościowe jony Mg2+, Mn2+, Fe2+. Drugiemu z wymienionych podstawień musiała oczywiście towarzyszyć kompensacja nadmiarowego ładunku ujemnego kationami alkaliów, co ma swoje odzwierciedlenie w ich znacznej zawartości w badanej próbce (Na2O – 3.47 % wagi, K2O – 2.02 % wagi). Rolę chromoforów w szmaragdach afgańskich pełnią jony Cr3+ (Cr2O3 – 0.545 % wagi) i V3+ (V2O3 – 0.094 % wagi). Niewykluczone, że na jasność i nasycenie barwy mają również wpływ kationy żelaza, których sumaryczna zawartość wynosi aż 1.40 % wagi.

 

W kanalikach strukturalnych szmaragdów, o prześwicie odpowiadającym wielkości promienia jonowego tlenu, często lokują się kationy Na+, K+, Li+, Cs+, Rb+, Ca2+, grupy hydroksylowe OH– oraz aniony F–. Oprócz wyżej wymienionych jonów może występować też woda w dwojakiej postaci: jako samodzielne cząsteczki (typ I) i hydratyzująca kationy alkaliów (typ II). Za pomocą badań IR stwierdzono w kanalikach strukturalnych badanego szmaragdu afgańskiego obecność wody typu II (pasmo absorpcyjne z maksimum przy 3433 cm–1, pochodzące od drgań rozciągających O-H). Potwierdzają to również drgania zginające O-H występujące w rejonie 1634 cm-1. Pozostałe pasma absorpcyjne są wynikiem oscylacji Si – O w obrębie pierścieniowych zespołów tetraedrów krzemotlenowych.

 

Niezależnie od prowadzonych badań fazowych szmaragdów, wykonano także badania próbek skał z mineralizacją szmaragdową oraz skał im towarzyszących. Skały te poddano badaniom optycznym przy użyciu mikroskopu polaryzacyjnego do światła przechodzącego i skanningowego mikroskopu elektronowego SEM z detektorem EDS oraz analizie rentgenowskiej. Stwierdzono, że mineralizacja szmaragdowa występuje głównie w obrębie skał węglanowych. Idiomorřczne osobniki szmaragdów występują tam z reguły w asocjacji z kwarcem i skaleniem. W składzie skał węglanowych dominuje kalcyt. W śladowych ilościach obecne są: skalenie potasowe, plagioklazy, miki, kwarc, a także, jak wykazała analiza rentgenowska, syderyt i piryt. Skałami towarzyszącymi są: hornfels kwarcowo- sanidynowy i łupek mikowo-kwarcowy. W obrazie mikroskopu elektronowego skanningowego wyraźnie widać, że kryształy szmaragdu tkwią w żyłkach, zbudowanych głównie z węglanów i kwarcu. Potwierdziły to również wyniki badań chemicznych w mikroobszarze. Analiza EDS wykazała obecność Ca (kalcyt) i Si (kwarc).

 

Geneza mineralizacji szmaragdowej w Dolinie Panjshir w Afganistanie, pomimo wykonania kompleksowych badań mineralogiczno-petrograřcznych, może być jedynie przedmiotem rozważań hipotetycznych. Przeszkodę stanowi brak rzetelnych informacji na temat budowy geologicznej tego regionu. Dane dotyczące geologii, stratygraři i petrograři utworów skalnych, podawane w różnych publikacjach, nie tylko są bardzo ogólnikowe, ale niekiedy wzajemnie się wykluczają.

 

Kluczowym aspektem w rozważaniach genetycznych, wymagającym ustalenia, jest określenie źródła Be i Cr. Wydaje się, że powstanie szmaragdów musi być poprzedzone wieloma skomplikowanymi procesami geologicznymi. Wynika to przede wszystkim z odmiennych środowisk geochemicznych, w których ma miejsce koncentracja Cr i Be – dwóch pierwiastków niezbędnych do powstania tej odmiany berylu. Pierwiastek beryl z reguły związany jest ze skałami skorupy kontynentalnej. Jego źródłem mogą być magmy zasobne w glin i krzemionkę, np. pegmatyty, także czarne łupki bitumiczne oraz ich metamorřczne odpowiedniki (ortognejsy i łupki mikowe). Chrom koncentruje się głównie w dunitach, perydotytach i bazaltach, czyli skałach charakterystycznych dla skorupy oceanicznej i górnego płaszcza ziemskiego. Zetknięcie się tych pierwiastków (Cr, Be, Si, Al) wymaga zatem bardzo specyřcznych warunków geologicznych. Najczęściej jest to wynikiem procesów związanych z tektoniką płyt. Towarzyszące temu deformacje ciągłe i nieciągłe (fałdy, uskoki) mobilizują fluidy, które penetrują kompleksy skalne generując tworzenie się urozmaiconych paragenez, niekiedy bardzo rzadkich minerałów.

 

W większości złóż szmaragdów na świecie fluidów berylonośnych dostarczały pegmatyty. W przypadku złóż afgańskich takiego bezpośredniego związku nie zauważa się. Powołując się na dane podane przez Grundmana i Giulianiego (2002) i korzystając z mapy geologicznej Doliny Panjshir, zamieszczonej w „Gemstones of Afghanistan” (Bowersox & Chamberlin, 1995) okazuje się, że w okolicy omawianych złóż nie stwierdzono obecności typowo wykształconych i rozwiniętych na większą skalę pegmatytów synchronicznych do mineralizacji szmaragdowej. Dlatego też za przypuszczalne źródło Be należy uznać skały bogate w miki i skalenie (np. łupki mikowe, ortognejsy).

 

Pochodzenie Cr jest również problematyczne. Wiadomo, że Dolina Panjshir leży na szwie tektonicznym. Mimo to, żadne dane literaturowe nie wspominają o obecności kompleksu ořolitowego, który w analogicznych warunkach geologicznych pojawia się w Pakistanie. W pobliżu złóż szmaragdów afgańskich zlokalizowano natomiast niewielkie ilości skał ultrazasadowych (wieku eoceńskiego). Być może właśnie te utwory mogły być donorem Cr. Ponadto w sąsiedztwie występują również amřbolity. Niestety nieznany jest rodzaj skały wyjściowej, z której one powstały. Niewykluczone, że w przypadku ortoamřbolitów, źródło Cr mogłoby być związane z tymi właśnie skałami.

 

Wielu cennych wskazówek na temat warunków, w jakich powstawały szmaragdy, dostarczają badania inkluzji prowadzone przez grupę francuskich i angielskich naukowców pod kierunkiem prof. Cheilletza. Wykonują oni oznaczenia mikrotermometryczne oraz badania charakteru medium wypełniającego inkluzje (m. in. zawartość izotopów siarki i chloru). Na podstawie tych badań próbują dowieść, że geneza złóż afgańskich jest analogiczna do złóż kolumbijskich (Cheilletz et al., 1994). Podobieństwo stanowi przede wszystkim niska temperatura krystalizacji szmaragdów w obydwu tych formacjach (dla kamieni afgańskich 220-350° C, a dla kolumbijskich około 300° C), podobne paragenezy mineralne (albit, turmalin, biotyt, muskowit, piryt i kalcyt), inkluzje wielofazowe i zbliżony skład izotopowy (Sabot et al., 2000; Sabot et al., 2001). Zasadnicza różnica tkwi w obecności dużej ilości materii organicznej zgromadzonej w kolumbijskich czarnych łupkach (skała macierzysta), czego nie obserwuje się w przypadku skał z mineralizacją szmaragdową w Dolinie Panjshir w Afganistanie.

 

W ostatnich latach prof. Giuliani z zespołem francuskich i kolumbijskich gemmologów przedstawił podział szmaragdów, biorąc jako podstawę zmienność zawartości izotopów tlenu (Giuliani et al., 1995). W jednej z grup charakteryzującej się zbliżoną wartością d18O znalazły się szmaragdy z Afganistanu (Dolina Panjshir), Brazylii (Santa Terezinha de Goiás), Pakistanu (Swat Mingora) oraz Kolumbii. Jest to o tyle ważne, że skład izotopowy danej substancji zależy od pochodzenia substratów oraz sposobów i warunków powstawania ich produktów. Tym samym procesy, które doprowadziły do utworzenia szmaragdów w wyżej wymienionych złożach, musiały posiadać wiele cech wspólnych (Sachanbiński & Sobczak, 2001, Sachanbiński et al., 2002).

 

Reasumując można stwierdzić, że szmaragdy afgańskie są najprawdopodobniej wynikiem przeobrażeń metasomatycznych związanych z metamorřzmem regionalnym, przy czym czynnikiem wywoławczym była zapewne działalność tektoniczna towarzysząca kolizji płyt. Należy jednak podkreślić, że dalsze dyskusje na temat genezy szmaragdów z Doliny Panjshir muszą być poprzedzone wnikliwymi badaniami terenowymi oraz kompleksowymi analizami mineralogiczno-petrograřcznymi wszystkich typów skał występujących w bliskim i dalszym sąsiedztwie ich złóż.

 

Bowersox G., 1985: A status report on gemstones from Afghanistan. Gems & Gemology.

Bowersox G. & Chamberlin B., 1995: Gemstones of Afghanistan. Geoscience Press, Tuscon.

Cheilletz A., Féraud G., Giuliani G., Rodriguez C. T., 1994: Time-pressure and temperature constraints on the formation of Colombian emeralds: An 40Ar/39Ar laser microprobe and fluid inclusion study. Economic Geology, 89, 361-380.

Giuliani G., Cheilletz A., Arboleda C., Carrillo V., Rueda F., Baker J., 1995: An evaporitic origin of the parent brines of Colombian emeralds: fluid inclusion and sulphur isotope evidence. J. Mineral., 7, 151-165.

Grundmann G. & Giuliani G., 2002: Emeralds of the world. Extra Lapis, 2, 24-35.

Kazmi A. H. & Snee. W., 1989: Emeralds of Pakistan. Geology, Gemmology and Genesis. Geological Survey of Pakistan.

Sabot B., Cheilletz A., Donato P., Banks D., Lavresse G., Barres O., 2000: Afghan emeralds face Colombian cousins. Chronique De La Recherche MiniÝre, 541, 111-114.

Sabot B., Cheilletz A., Donato P., Banks D., Lavresse G., Barres O., 2001: The Panjshir – Afghanistan emerald deposits: new řeld and geochemical evidence for Colombian style mineralisation. Mineralogy, Ore Geology and Mineral Resources, Strasburg.

Sachanbiński M., Sobczak T., 2001: Izotopy tlenu „liniami papilarnymi” szmaragdów. Polski Jubiler, 2 (13), 35-36.

Sachanbiński M., Weber-Weller A., Sobczak T., 2002: New data on emeralds from Panjshir Valley, Afghanistan. Zeszyty Specjalne PTMin.

[ drukuj ]