chabazite was oorspronkelijk alleen bekend van holtes in basaltische gesteenten, maar werd op grote schaal aangetroffen in veranderd pyroclastisch gesteente. Het vervangt rhyolitische vitric tufsteen in lacustrine bedden van zout, alkalische meren, evenals trachytische tufsteen in Italië en andere plaatsen. Enkele zeldzame, maar informatieve, voorvallen van chabazit komen voor in veranderd basaltgesteente in diep marien sediment van loopgraafranden, in ondiepe verandering van kussenbasalt in ophiolietsequenties, en geothermische systemen gehost in basalt. De volgende samenvatting is grotendeels gebaseerd op Deer et al. (2004).
diagenese en begrafenismetamorfisme van sediment en sedimentair gesteente.Chabazite werd voor het eerst ontdekt in sedimentaire rotsen door Hay (1964) in tufsteen en tufsteenachtige klei in de Olduvai kloof, Tanzania. Sinds die tijd is chabazite gevonden Als een authigenisch wijzigingsproduct in verschillende soorten sedimentaire gesteenten: 1) als vervanging van rhyolitische tufsteen, vermengd met lacustrinesediment in het westen van de VS en Kenia, evenals Tanzania; 2) als vervanging van rhyolitische tufsteenbedden binnen de mariene, flysch sequentie bestaande uit de Waitemata Group, North Island, Nieuw-Zeeland; 3) uitgebreide vervanging van fonoliet door trachytische ignimbriet en tufsteen in Italië, Duitsland en de Canarische Eilanden; en 4) in diamictiet van de droge valleien, Antarctica.In terrestrische ophopingen van vulkanischplastisch sediment en gesteente, de chabazit mineralen zijn veranderingen producten in sommige pyroclastische bedden in hydrologisch gesloten systemen en in tephra en ignimbriet in hydrologisch open systemen. Chabaziet vormt vroeg, meestal met phillipsiet, het vervangen van glas of groeien als glas oplost in interstitiële water.
hydrologisch gesloten systemen-tufsteen in lacustrinesediment. Rhyolitische, vitric tufsteen binnen lacustrine sequenties uit vele binnenlandse valleien van de West-Amerikaanse, Oost-Europa, Turkije, en andere plaatsen zijn vervangen door authigene zeolieten, klei, en veldspaat. Clinoptiloliet en analcime zijn de meest voorkomende zeolieten die zich in deze omgeving vormen, maar de chabazite mineralen komen op veel plaatsen voor, sommige in economisch belangrijke hoeveelheden. Dit type van voorkomen van authigenic chabazite werd voor het eerst beschreven door Gude and Sheppard (1966) en Sheppard and Gude (1969) uit blootstellingen in de Barstow formatie in het zuidoosten van Californië, VS. De Barstow-formatie bestaat uit 1000 tot 1300 m gevouwen Mioceen fluviatile en lacustrine rotsen, blootgesteld in de Mud Hills, Noordwest San Bernardino County, Californië. In deze volgorde zijn verschillende rhyolitische tufsteenbedden opgenomen, waarvan er vijf over een groot deel van het blootstellinggebied worden uitgesneden. Mineralen die de tufsteen vervangen zijn chabazit, geassocieerd met smectiet, clinoptiloliet, erioniet en analcime, en kalium veldspaat. Minerale facies die lateraal variëren langs de lengte van de blootstelling zijn a) niet-analcimisch zeolitische tufsteen, bestaande uit clinoptiloliet, phillipsiet, chabazit, erioniet en mordeniet in wisselende verhoudingen, b) analcimisch tufsteen, en c) kalium veldspaatrijke tufsteen. Chabazite varieert van Schaars tot het vormen van het grootste deel van de bedden. De soort is chabazite-Na, die voorkomt als aggregaten van anhedrale kristallen met een doorsnede van 0,002 tot 0,05 mm.Vergelijkbare bedden met chabazite zijn beschreven in de buurt van Bowie, Cochise County (sand and Regis 1966), en in de Plioceen Big Sandy Formation, Mohave County, Arizona (Sheppard and Gude 1973). In de laatste afzetting chabazite-K vormt bijna monomineralic bedden met laterale verlengingen van honderden meters. Net als in de Barstow formatie wordt chabaziet geassocieerd met smectiet, clinoptiloliet en erioniet in een niet-analcimisch facie. Chabaziet is niet erkend in verband met opaal of mordeniet. Het komt voor als aggregaten van equidimensionale kristallen 2 tot 40 µm, en voorloper scherf vormen zijn algemeen duidelijk. Enkele andere gebeurtenissen in het westen van de VS zijn de Mioceen lacustrine bedden in de buurt van Harney Lake Zuidoost Oregon. Hier komt chabaziet voornamelijk voor in het zuidelijke deel van het bekken en kan tot 70% van de tufsteenbedding uitmaken (Sheppard 1994). De lacustrine facies van het Gila conglomeraat, mogelijk van Plioceen leeftijd, in de buurt van Buckhorn, Grant County, New Mexico, bevat een fall-out tufsteen meestal vervangen door zeolieten. Chabazite-Ca is het belangrijkste zeoliet in de randzone van het meer, met clinoptiloliet en analcime de belangrijkste mineralen in de volgende twee binnenzones (Gude en Sheppard 1988). In Nevada bevatten Pliocene Lake beddingen van de Eastgate Deposit, Churchill County en de Reese River Deposit, Lander County tufsteenbedden vervangen door voornamelijk clinoptiloliet en erioniet, en kleinere hoeveelheden chabazite (Papke 1972). Soortgelijke gevallen van chabazite zijn beschreven door Hay (1964 en 1970) in de Olduvai Gorge, Tanzania. De drie lithofaceën die de Pleistoceenafzettingen in de Olduvai-kloof vormen, zijn meerafzettingen, randafzettingen en alluviale afzettingen. Chabazite-Na, geassocieerd met analcime en phillipsite-Na, komt het meest voor in dunne aderen die alluviale kleisteen snijden en trachytische tufsteen vervangen. Het alluviale sediment reageerde met porievloeistoffen die chemisch vergelijkbaar waren met die van zouthoudende, alkalische meren. In het hete, droge klimaat worden de bodemvloeistoffen zout en alkalisch door verdampingspompen, en produceren soortgelijke diagenetische producten (Hooi 1970). Trachytisch glas veranderde gemakkelijk in zeolieten in de Olorongebedden (Pleistoceen) en hoog Magadibedden (Holoceen) alkalische lacustrineafzettingen in het Lago Magadi-gebied, Kenia (Surdam en Eugster 1976). Erioniet is het primaire wijzigingsproduct, met chabaziet, clinoptiloliet, mordeniet en phillipsiet als kleine geassocieerde fasen. Na verloop van tijd worden deze vroeg gevormde fasen vervangen door analcime.
bodem-en surfafzettingen. Chabazite komt voor in sommige bodems, ontwikkeld uit zeoliethoudende moedermaterialen (Ming en Boettinger 2001), vooral in droge omgevingen. Gemelde voorvallen zijn in de buurt van Olduvia Gorge, Tanzania (Hay 1970, 1978) en in de Wright Valley in Antarctica (Gibson et al. 1983).
hydrologisch open systemen. Terrestrische ophopingen van pyroclastisch puin, met name tephra-en ignimbrieteenheden, kunnen veranderen om zeolieten te produceren. Omdat de zeolieten grotendeels ontstaan door reacties met doorstromende vadose en grondwater, wordt dit type proces hydrologisch open wijziging genoemd (Hay and Sheppard 1977 en Sheppard and Hay 2001).In Midden-Italië zijn veel pyroclastische afzettingen veranderd in zeoliet, voornamelijk chabazit-Ca, chabazit-K en phillipsiet. Sommige van de zeolitische eenheden zijn tientallen meters dik en bevatten tot 80% zeoliet, en hebben daardoor economisch belang. De mineralogie van deze afzettingen is het onderwerp geweest van vele documenten na de eerste ontdekking van de zeolieten. Meer recente die chemische analyses omvatten zijn door Sersale (1978), Gottardi en Obradovic (1978), Passaglia en Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de ‘ Gennaro et al. (1995), en de ‘ Gennaro et al. (2000). De pyroclastische eenheden werden geplaatst als pyroclastische stromen, asval en modderstromen. De composities van de ouder magma ‘ s zijn potassisch en variëren van basaniet tot fonoliet en trachiet. Zelfs met deze verscheidenheid aan rotstypes en oorsprong zijn de soorten authigene mineralen beperkt. Chabaziet en phillipsiet zijn veruit de meest voorkomende zeolieten, en de samenstelling van beide zeolieten is beperkt. Voor chabazite zijn Ca en K dominante kationen die geen kader vormen, en TSi ligt tussen 0,65 en 0,75. De variatie in omvang en verdeling van zeolitization heeft geresulteerd in verschillende interpretaties van de paragenese.Passaglia et al. (1990) vergelijk samenstellingen van chabazite en phillipsiet met ouderglas, en overweeg twee soorten reacties: a) hydrologisch open systemen waarin bijna neutraal meteorisch water levert chabazite en Phillips met Si/Al en niet-raamwerk kationen vergelijkbaar met ouderglas, en b) licht alkalisch, zout water in mariene omgevingen die zeolieten met hogere Na-inhoud opleveren, ongeacht de ouderglassamenstelling.De tufo litoide a scorie nere is een kenmerkende ignimbrite blootgesteld in het gebied rond de meren van Bolsena, Vico en Bracciano in de regio Latium ten noorden van Rome. Het varieert van een paar meter tot 80 m in dikte, en is bijna overal veranderd in chabazite (Lenzi en Passaglia 1974). Het ontbreken van zeolitische verandering van fall-out tufsteenbedden van dezelfde vulkanische sequentie suggereert dat iets over de ignimbriet dat het gevoelig maakt voor het zeolitizatieproces. Het voorgestelde mechanisme wordt “geoautoclave” genoemd, waarbij de ignimbrite verondersteld wordt oppervlaktewater op te vangen tijdens het plaatsen, en zeolitizatie te starten tijdens het koelen. Een overzicht van het mechanisme en de inherente moeilijkheden wordt verstrekt door Langella et al. (2001).Tufo lionato blootgesteld zuidoosten van Rome toont ongelijke zeolietverdeling en variabele samenstellingen suggereert verandering binnen een hydrologisch open systeem. Andere voorbeelden van tufsteen met overvloedige chabazite ontwikkeld in open systemen zijn de laharische eenheden van Roccamonfina vulkaan (ten westen van Napels), de asstroom tufsteen uitbarstte 30 ka in de Campanische regio, en de Ercolano tufsteen uitbarstte van Vesvius 79 A. D. Passaglia et al. (1990) suggereren dat deze en soortgelijke eenheden werden veranderd in de nabijheid van het oppervlak. De ‘ Gennaro en Franco (1988) beschouwen de formatietemperaturen als nabij de 100°C, gebaseerd op de temperatuur van het plaatsen van de tufsteeneenheden en op de observatie dat reacties kunnen worden gecorreleerd met tufsteen geproduceerd door pheatomagmatische uitbarstingen (zie hieronder). Voorbeelden van de invloed van zeewater op authigene reacties zijn de hyaloclastieten van het eiland Vivara (Campanië) en bij Palagonië (Zuid-Sicilië). Chabazite-Na ontwikkeld in Vivara, en chabazite-Ca, in Palagonia (Passaglia et al. 1990).Verschillende aspecten van de zeoliet verspreiding in de Napolitaanse gele tufsteen, in de buurt van Napels, Italië, veroorzaken de ‘ Gennero et al. (2000) een andere oorsprong voorstellen dan hydrologisch open systeemverandering. De tufsteen is 12.000 jaar geleden ontstaan uit de nabijgelegen caldera van Campi Flegrei. Uitgebreide zeolitische verandering heeft plaatsgevonden in peulen in de buurt van het midden van de tufsteen, en vermindert naar de bovenkant, onderkant, en afstand tot de bron. Het alkali-trachytische glas is veranderd in phillipsiet-K, chabazite-K, en analcime. De ‘ Gennero et al. (2000) stel voor dat de tufsteen werd afgezet door freatomagmatische uitbarstingen, en zeolitische verandering vond plaats in die delen van de tufsteen in de buurt van de bron caldera, waar restwarmte en vocht kon worden gevangen en gehouden. Dit proces is vergelijkbaar met het” geoautoclave ” mechanisme, waarbij verandering in zeoliet optreedt tijdens de eerste koeling van de pyroclastische afzetting.Authigenic chabazite komt voor als ruiten bevestigd aan de zijkanten van porieruimten van diamictiet van de Sirius Groep, Tafelberg, droge valleien, Antarctica. Dickinson and Grapes (1997) suggereren dat de chabazite groeide in een pekelfilm wanneer ijs smelt.
Diep Marien Sediment. Authigene zeolieten komen voor in de meeste boorkernen uit diepzeesediment in alle oceanen. Phillipsiet en clinoptiloliet zijn veruit de meest voorkomende, en chabaziet komt slechts zelden voor. Een dergelijke gebeurtenis is in het vroege Midden Mioceen vulkanisch zandsteen en conglomeraat van Hole 841 (Leg 135 van de oceaan boren programma) in de Tonga Trench marge, zuidwesten van de Stille Oceaan (Vitali et al. 1995). Op een diepte van ongeveer 500 m onder de zeebodem vindt chabazitet van onbekende samenstelling plaats met erioniet en heulandiet. Een groot deel van de kern bevat phillipsiet in de bovenste 250 m, en een analcim tussen 250 en 470 m groeit als reactie op de thermische effecten van verschillende basaltische andesiet dorpels.
diagenese van marien sediment uit arc-brongebieden. Chabazit is geen onderdeel van diagenetische producten in de meeste vulkaanlastische sediment in de buurt van eiland bogen. Echter, dunne, vitric tufsteenbedden in Mioceen Waitemata Group, North Island, Nieuw-Zeeland, zijn bijna volledig vervangen door chabazite (Sameshima 1978). Blootstelling zijn op Takapuna Beach en Karake Bay, beide in de Auckland City gebied. Chabazite is ook in de tufsteenbedden uit de Kaipara Regio en uit Parnell Grit, Auckland. Deze eenheden zijn opgenomen in een flysch-sequentie en de dikte van de hele Waitemata-Groep is ongeveer 1000 m. zonder bewijs van bovenliggend sediment wordt verondersteld dat de warmte om authigene vervanging te drijven afkomstig is van wijdverspreide warmwaterbron-activiteit (Sameshima 1978).
zeer laaggradig metamorfisme en de zeoliet facies. Gemeenschappelijke mineralen in de zeoliet facies ontwikkeld door begrafenismetamorfisme zijn laumontiet en analcime. Chabazite komt zelden voor, en waar het voorkomt is het meestal in zwak gemetamorfoseerde basaltstenen, zoals zeebodem kussenlava ‘ s of dijken, in plaats van in vulkanischplastisch sediment. De metamorfoseerde Horokanai Ophioliet werd tektonisch geplaatst in de Kamuikotan Zone, Hokkaido, Japan. Prograde metamorfisme heeft vier minerale facies zones geproduceerd, variërend van zeoliet tot granuliet facies (Ishizuka 1985). De zeolietzone, die voornamelijk kussenlava ‘ s treft, is verdeeld in drie subzones met de belangrijkste mineralen, respectievelijk chabazit, laumontiet en wairakiet. Assemblages van de chabazitetubzone zijn chloriet+chabazitet + analcime + thomsoniet en chloriet + chabazitet + analcime+stilbiet. De volgende hogere subzone bevat typisch laumontiet-dragende assemblages. De chabazitesoort werd niet bepaald, maar is waarschijnlijk chabazit-Ca. Ishizuka (1985) interpreteert de assemblages die ontstaan door middel van zeer lage druk, oceaanbodem metamorfisme. Uit een vergelijkbare setting rapporteert Liou (1979) chabazitet in de assemblage van zeolieten vullende aders en amygdaloïdale holtes in de kussenlava ‘ s van het Oost-Taiwanese ophioliet. Anderen zijn heulandiet, laumontiet en thomsoniet.
diagenese en laaggradige metamorfisme van mafische lavastromen.
Chabazite-Ca en chabazite-Na komen veel voor in holtes van basaltsteen, meestal geassocieerd met phillipsiet, gmeliniet, levyne, analcime en heulandiet. Enkele van de vele bekende plaatsen zijn in Oost-IJsland (Walker 1960), de Faeröer (Betz 1981), County Antrim, Noord-Ierland (Walker 1951), Italië (Passaglia 1970), Melbourne area, Australië (Vince 1989), Nova Scotia, Canada (Walker and Parsons 1922), en Paterson, New Jersey, Verenigde Staten (Peters en Peters 1978). Voor al deze zijn er bijna geen studies over de voorwaarden van oorsprong van chabazit. Echter, in het oosten van IJsland vond Walker (1960) regionaal voorkomen van chabazitet met thomsoniet in de bovenste meeste zone van zeolieten in amygdules van olivijn basaltstromen. De grens met de volgende lagere zone met analcime snijdt over stroomgrenzen, waaruit blijkt dat zeolietzones werden gevormd lang na uitbarsting en afkoeling van de lava ‘ s. De temperaturen waarbij soortgelijke hebben gevormd in geothermische gebieden van IJsland, samengevat door Kristmannsdóttir en Tómasson (1978), wijzen erop dat chabazite waarschijnlijk vormt bij temperaturen onder 70°C. De dikke secties basaltische lava blootgesteld op Disko eiland en Nuussuaq schiereiland, Centraal West Groenland, vertonen de effecten regionale lage graad en metamorfisme en hydrothermische verandering (Neuhoff et al. 2006). Regionale metamorfisme van de bovenste Paleoceen lava formatie, de Maligât formatie, produceerde vroeg gemengde dioctaëdrale-trioctaëdrale smectiet gevolgd door chabazit en thomsoniet. Deze zelfde assemblage blijft bestaan in de bovenste delen van de onderliggende Vaigat formatie, waar de chabazit–thomsoniet assemblage op diepte wordt vervangen door een assemblage gedomineerd door mafische phyllosilicaten, thomsoniet, chabazit, analcime, natroliet en gonnardiet.
hydrothermale verandering.
actieve geothermische systemen. Chabazite mineralen zijn niet gevonden in boorkern uit stoomputten in geothermische gebieden waar silicische vulkanische rotsen, zoals Yellowstone National Park, Wyoming, en Wairakei, Nieuw-Zeeland. Echter, chabazite (soort onbekend) is gevonden in de geothermische gebieden in de basalt rotsen van IJsland. Het komt voor in de ondiepste niveaus van de lagetemperatuurvelden in de buurt van Reykjavik, Thorlálshöfn en Akureyi, en vormt zich bij temperaturen onder ongeveer 70°C. Het is zeldzaam of niet gerapporteerd uit de hogetemperatuurvelden, zoals Krafla (Kristmannsdóttir en Tómasson 1978).
laat stadium, deuterische Alteratie. Chabazite-Sr komt voor in een dunne aegerine-K-veldspaat pegmatiet snijden nefelien en neusean syeniet van het Lovozero alkalische massief bij Suoluaiv Berg. Het wordt geassocieerd met analcime, gonnardiet, en phillipsiet, vinogradoviet, låveniet, en Seidozeriet (Pekov et al. 2000). Chabazite-Na komt ook voor in sommige miarolitische holten in pegmatite dijken, bijvoorbeeld bij Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth en Gault 1990) en bij Ilímaussaq, Groenland (Petersen en Secher 1993).
het chabazite-Mg dat wordt aangetroffen in de basaltholtes van de karikás-tető-groeve van de Prága-heuvel bij Bazsi, West-Hongarije, wordt geïnterpreteerd als gevormd door hydrothermale verandering van veldspaat en vulkanisch glas, in een gesloten systeem met Mg – rijke oplossingen (Montagna et al. 2010).
fracturen en holtes in graniet gneiss. Chabazite mineralen komen voor in een paar andere hydrothermaal veranderde gesteenten, zoals in de kernzone van pegmatietdijken en veranderingen langs breuken in gneis. Veel plaatsen in Zwitserland, zoals in naden in gneis en op Rookkwarts in alpine gespleten omgevingen bij Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch en Gibelsbach, in de buurt van Fiesch, Zwitserland (Stalder et al. 1973 en Armbruster et al. 1994).