původně známý pouze z dutin v čedičových horninách, chabazit byl široce nalezen v pozměněných pyroklastických horninách. Nahrazuje ryolitický vitrický TUF v lakustrinových lůžkách ze solného roztoku, alkalických jezer a trachytického tufu v Itálii a na dalších místech. Některé vzácné, ale informativní, výskyty chabazitu, vyskytují se ve změněných čedičových horninách v hlubokém mořském sedimentu příkopových okrajů, v mělké změně čediče polštáře v ofiolitových sekvencích,a geotermální systémy hostované v čediči. Následující shrnutí je založeno převážně na Deer et al. (2004).
diageneze a pohřební metamorfóza sedimentů a sedimentárních hornin.
Chabazit byl poprvé objeven v sedimentárních horninách Hay (1964) v tufu a tufovité hlíně v Olduvai Gorge v Tanzanii. Od té doby byl chabazit nalezen jako autentický alterační produkt v několika druzích sedimentárních hornin: 1) jako náhrada ryolitického tufu propleteného s lacustrinovým sedimentem v západních USA a Keni, stejně jako Tanzanie; 2) jako náhrada ryolitických tufových lůžek v mořské, flyschové sekvenci zahrnující skupinu Waitemata, Severní ostrov, Nový Zéland; 3) rozsáhlé nahrazení fonolitického na trachytický ignimbrit a TUF v Itálii, Německu a Kanárských ostrovech; a 4) v diamiktitu suchých údolí, Antarctica.In pozemské akumulace vulkaniklastických sedimentů a hornin, chabazitové minerály jsou alterační produkty v některých pyroklastických ložích v hydrologicky uzavřených systémech a v tephře a ignimbritu v hydrologicky otevřených systémech. Chabazit se tvoří brzy, běžně s phillipsitem, nahrazení skla nebo pěstování, když se sklo rozpouští v intersticiální vodě.
hydrologicky uzavřené systémy-TUF v jezerním sedimentu. Ryolitický, vitrický TUF v lacustrinových sekvencích z mnoha vnitřních údolí západních USA, východní Evropy, Turecka a dalších lokalit byly nahrazeny autentickými zeolity, jílem a živcem. Klinoptilolit a analcim jsou nejčastějšími zeolity tvořícími se v tomto prostředí, ale chabazitové minerály se vyskytují v mnoha lokalitách, některé v ekonomicky důležitých množstvích. Tento typ výskytu autentického chabazitu poprvé popsali Gude and Sheppard (1966) a Sheppard and Gude (1969) z expozic ve formaci Barstow v jihovýchodní Kalifornii v USA. Formace Barstow se skládá z 1000 až 1300 m složených a chybných miocénních fluviatilních a lacustrinových hornin, vystavených v Mud Hills, severozápadní San Bernardino County, Kalifornie. V této sekvenci je zahrnuto několik ryolitických tufových lůžek, pět z nich se vynořuje přes velkou část expoziční oblasti. Mezi minerály nahrazující TUF patří chabazit, spojený se smektitem, klinoptilolit, erionit, a analcim, a živec draselný. Minerální facie, které se liší bočně po délce expozice, jsou a) neanalcimický zeolitický TUF, skládající se z klinoptilolitu, phillipsitu, chabazitu, erionitu a mordenitu v různých poměrech, b) analcimický tuf a c) TUF bohatý na živce draselný. Chabazit se liší od řídkého až po vytvoření hlavní části lůžek. Druh je chabazit-Na, který se vyskytuje jako agregáty anhedrálních krystalů o průměru 0,002 až 0,05 mm.Podobná lůžka s autentickým chabazitem byla popsána poblíž Bowie, Cochise County (písek a Regis 1966) a v pliocénu Big Sandy Formation, Mohave County, Arizona (Sheppard a Gude 1973). Ve druhém ložisku tvoří chabazit-K téměř monomineralní lůžka s bočními rozsahy stovek metrů. Stejně jako v Barstowově formaci je chabazit spojen se smektitem, klinoptilolit, a erionit v neanalcimických faciích. Chabazit nebyl uznán ve spojení s opálem nebo mordenitem. Vyskytuje se jako agregáty ekvidimenzionálních krystalů 2 až 40 µm a tvary prekurzorových střepů jsou běžně patrné. Některé další výskyty v západní USA jsou miocénní lacustrine postele poblíž Harney Lake jihovýchodní Oregon. Zde se chabazit vyskytuje hlavně v jižní části povodí a může obsahovat až 70% tufaceous lože (Sheppard 1994). Lacustrine facies konglomerátu Gila, možná pliocénu, poblíž Buckhornu, Grant County, Nové Mexiko, obsahuje vypadávající TUF většinou nahrazený zeolity. Chabazit-Ca je hlavní zeolit v jezerní okrajové zóně, s klinoptilolitem a analcimem klíčovými minerály v následujících dvou vnitřních zónách (Gude a Sheppard 1988). V Nevadě Pliocene Lake lůžek Eastgate vkladu, Churchill County a Reese River vklad, Lander County obsahují TUF postele nahrazeny většinou klinoptilolit a erionit, a menší množství chabazitu (Papke 1972). Podobné výskyty chabazitu popsal Hay (1964 a 1970) v Olduvai Gorge v Tanzanii. Tři litofacie zahrnující pleistocénní ložiska v Olduvai Gorge jsou ložiska jezera, ložiska na okraji jezera, a aluviální ložiska. Chabazit-Na, spojený s analcime a phillipsite-Na, se vyskytuje nejhojněji v tenkých žilách řezajících aluviální jílový kámen a nahrazující propletený trachytický TUF. Aluviální sediment reagoval s tekutinami pórů chemicky podobnými tekutinám solného roztoku, alkalická jezera. V horkém a suchém klimatu se půdní tekutiny stávají solnými a zásaditými odpařovacím čerpáním a produkují podobné diagenetické produkty (seno 1970). Trachytické sklo snadno změněno na zeolity v ložiskách Oloronge (pleistocén) a vysokých Magadských Ložích (holocén) alkalických lakustrinových ložiscích v oblasti jezera Magadi v Keni (Surdam a Eugster 1976). Erionit je primární alterační produkt, s chabazitem, klinoptilolit, mordenit, a phillipsite jako menší přidružené fáze. Postupem času jsou tyto časně vytvořené fáze nahrazeny analcime.
půdní a povrchové usazeniny. Chabazit se vyskytuje v některých půdách, vyvinutých z mateřských materiálů nesoucích zeolit (Ming and Boettinger 2001), zejména v suchých prostředích. Hlášené výskyty jsou v blízkosti Olduvia Gorge, Tanzanie (seno 1970, 1978)a v údolí Wright v Antarktidě (Gibson et al. 1983).
hydrologicky otevřené systémy. Pozemní akumulace pyroklastických zbytků, zejména tephra a ignimbritové jednotky, se může změnit za vzniku zeolitů. Protože zeolity se vyskytují převážně z reakcí s tekoucí vadózou a podzemní vodou, tento typ procesu se nazývá hydrologicky otevřená změna (Hay and Sheppard 1977 a Sheppard and Hay 2001).Ve střední Itálii bylo mnoho pyroklastických ložisek změněno na zeolit, většinou chabazit-Ca, chabazit-K, a phillipsite. Některé ze zeolitických jednotek jsou desítky metrů silné a obsahují až 80% zeolitu, a proto mají ekonomický význam. Mineralogie těchto ložisek byla předmětem mnoha dokumentů po počátečním objevu zeolitů. Novější, které zahrnují chemické analýzy, jsou Sersale (1978), Gottardi and Obradovic (1978), Passaglia and Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de ‚ Gennaro et al. (1995), a de ‚ Gennaro et al. (2000). Pyroklastické jednotky byly umístěny jako pyroklastické toky, pády popela, a bahno. Kompozice mateřských magmat jsou draselné a pohybují se od bazanitu po fonolit a trachyt. I s touto rozmanitostí typů hornin a původu jsou druhy autentických minerálů omezeny. Chabazit a phillipsit jsou zdaleka nejhojnější zeolity, a kompoziční rozsah obou zeolitů je omezený. Pro chabazit Ca a K jsou dominantní ne-rámcové kationty a TSi je v rozmezí 0,65 až 0,75. Změna rozsahu a distribuce zeolitizace vedla k několika různým interpretacím parageneze.Passaglia a kol. (1990) porovnejte složení chabazitu a phillipsitu s mateřským sklem a zvažte dva druhy reakcí: a)hydrologicky otevřené systémy, ve kterých téměř neutrální meteorická voda poskytuje chabazit a phillipsit se Si / Al a ne-rámcovými kationty podobnými mateřskému sklu, a b) mírně alkalické slané vody v mořském prostředí, které poskytují zeolity s vyšším obsahem Na bez ohledu na složení mateřského skla.Tufo litoide a scorie nere je výrazný ignimbrit vystavený v oblasti kolem jezer Bolsena, Vico, a Bracciano v oblasti Latium severně od Říma. To se pohybuje od několika metrů do 80 m v tloušťce, a je téměř všude změněn na chabazite (Lenzi a Passaglia 1974). Nedostatek zeolitických změn vypadávacích tufových lůžek stejné vulkanické sekvence naznačuje, že něco o ignimbritu, díky němuž je náchylný k procesu zeolitizace. Navrhovaný mechanismus byl nazýván „geoautoclave“, ve kterém se předpokládá, že ignimbrit zachycuje povrchovou vodu během umístění, zahájení zeolitizace během chlazení. Přezkum mechanismu a inherentních obtíží poskytuje Langella et al. (2001).Tufo lionato vystavené jihovýchodně od Říma vykazuje nerovnoměrné rozložení zeolitu a variabilní složení naznačuje změnu v hydrologicky otevřeném systému. Dalšími příklady tufu s hojným chabazitem vyvinutým v otevřených systémech jsou laharické jednotky ze sopky Roccamonfina (západně od Neapole), tufový tok popela vybuchl 30 ka v Kampánské oblasti a TUF Ercolano vybuchl z Vesvius 79 nl Passaglia et al. (1990) naznačují, že tyto a podobné jednotky byly změněny v podmínkách Blízkého povrchu. De ‚ Gennaro a Franco (1988) považují teploty formace za blízké 100°C, založené na teplotě umístění tufových jednotek a na pozorování, že reakce mohou být korelovány s tufem produkovaným pheatomagmatickými erupcemi (viz níže). Příklady vlivu mořské vody na autentické reakce jsou hyaloklastity ostrova Vivara (Kampánie) a poblíž Palagonie (Jižní Sicílie). Chabazit-Na se vyvinul ve Vivara a chabazit-Ca v Palagonii (Passaglia et al. 1990).Několik aspektů distribuce zeolitu v Neapolském žlutém tufu, poblíž Neapole, Itálie, příčina de ‚ Gennero et al. (2000) navrhnout původ odlišný od hydrologicky otevřené změny systému. TUF pochází z nedaleké kaldery Campi Flegrei před 12 000 lety. V luscích poblíž středu tufu došlo k rozsáhlé zeolitické změně, a zmenšuje se směrem nahoru, dole, a vzdálenost od zdroje. Alkalicko-trachytické sklo se mění na phillipsit-K, chabazit-K a analcim. De ‚ Gennero et al. (2000) navrhněte, že TUF byl uložen z phreatomagmatických erupcí a zeolitická změna nastala v těch částech tufu poblíž zdrojové kaldery, kde by mohlo být zachyceno a drženo zbytkové teplo a vlhkost. Tento proces je podobný mechanismu“ geoautoclave“, ve kterém dochází ke změně zeolitu během počátečního chlazení pyroklastického ložiska.Autentický chabazit se vyskytuje jako kosočtverce připojené ke stranám pórových prostorů diamictite skupiny Sirius, Stolová hora, suchá údolí, Antarktida. Dickinson a hrozny (1997) naznačují, že chabazit rostl ve slaném nálevu, když se led roztavil.
Hluboký Mořský Sediment. Autentické zeolity se vyskytují ve většině vrtných jader z hlubinného mořského sedimentu ve všech oceánech. Phillipsit a klinoptilolit jsou zdaleka nejběžnější a chabazit se vyskytuje jen zřídka. Jeden takový výskyt je v raném středním miocénu vulkanický pískovec a konglomerát z díry 841 (noha 135 programu vrtání oceánu) v Tonga příkopu okraj, jihozápadní Tichý oceán (Vitali et al . 1995). V hloubkách asi 500 m pod mořským dnem se vyskytuje chabazit neznámého složení s erionitem a heulanditem. Velká část jádra obsahuje phillipsite v nejvyšších 250 m a analcime mezi 250 a 470 m rostoucí v reakci na tepelné účinky několika čedičových andezitových parapetů.
diageneze mořského sedimentu z terénů s obloukovými zdroji. Chabazit není součástí diagenetických produktů ve většině vulkaniklastických sedimentů poblíž ostrovních oblouků. Tenké, sklovité tufové postele ve skupině Miocene Waitemata, Severní ostrov, Nový Zéland, jsou však téměř úplně nahrazeny chabazitem (Sameshima 1978). Expozice jsou na pláži Takapuna a Karake Bay v oblasti města Auckland. Chabazit je také v tufových postelích z oblasti Kaipara a z Parnell Grit, Auckland. Tyto jednotky jsou zahrnuty v sekvenci flysch a tloušťka celé skupiny Waitemata je asi 1000 m. bez důkazů o překrývajícím se sedimentu se předpokládá, že teplo k pohonu authigenické náhrady pochází z rozsáhlé aktivity horkých pramenů (Sameshima 1978).
velmi nízká metamorfóza a zeolitové facie. Běžné minerály v zeolitových faciích vyvinutých pohřební metamorfózou jsou laumontit a analcime. Chabazit se vyskytuje zřídka, a tam, kde se vyskytuje, je většinou ve slabě metamorfovaných čedičových horninách,jako jsou lávy polštářů na mořském dně nebo hráze, spíše než ve vulkaniklastickém sedimentu. Metamorfovaný Horokanai Ophiolit byl tektonicky umístěn v zóně Kamuikotan, Hokkaido, Japonsko. Prográdní metamorfóza vytvořila čtyři minerální facie zóny, od zeolitu po granulit facie (Ishizuka 1985). Zeolitová zóna, ovlivňující většinou polštářové lávy, je rozdělen na tři subzóny s klíčovými minerály, chabazit, laumontit, a wairakit, resp. Sestavy subzóny chabazitu jsou chlorit+chabazit+ analcim+thomsonit a chlorit+chabazit+analcim+stilbit. Další vyšší Subzóna obvykle obsahuje sestavy nesoucí laumontit. Druh chabazitu nebyl stanoven, ale pravděpodobně se jedná o chabazit-Ca. Ishizuka (1985) interpretuje asambláže pocházející z velmi nízkotlaké metamorfózy oceánského dna. Z podobného prostředí Liou (1979) uvádí chabazit v sestavě zeolitů plnících žíly a amygdaloidní dutiny v polštářových lávách východního Tchaj-wanu ophiolit. Jiní jsou heulandite, laumontite a thomsonite.
diageneze a nízkokvalitní metamorfóza mafických lávových proudů.
Chabazit-Ca a chabazit-Na jsou běžné v dutinách čedičových hornin, nejčastěji spojených s phillipsitem, gmelinitem, levynem, analcimem a heulanditem. Některé z mnoha známých lokalit jsou na východním Islandu (Walker 1960), Faerské ostrovy (Betz 1981), County Antrim, Severní Irsko (Walker 1951), Itálie (Passaglia 1970), Melbourne area, Austrálie (Vince 1989), Nové Skotsko, Kanada (Walker a Parsons 1922) a Paterson, New Jersey, Spojené státy (Peters a Peters 1978). Pro všechny z nich neexistují téměř žádné studie o podmínkách původu chabazitu. Na východním Islandu však Walker (1960) nalezl regionální výskyt chabazitu s thomsonitem v horní části zeolitů v amygdulech olivínových čedičových toků. Hranice s další spodní zónou s analcime se prolíná přes hranice toku, což ukazuje, že zeolitové zóny byly vytvořeny dlouho po erupci a ochlazení láv. Teploty, při kterých se podobné vytvořily v geotermálních oblastech Islandu, shrnuté Kristmannsdóttirem a Tómassonem (1978), naznačují, že chabazit se pravděpodobně tvoří při teplotách nižších než 70°C. silné části čedičové lávy vystavené na ostrově Disko a poloostrově Nuussuaq, střední západní Grónsko, vykazují účinky regionální nízký stupeň a metamorfóza a hydrotermální alterace (Neuhoff et al . 2006). Regionální metamorfóza horní Paleocénní lávové formace, formace Maligât, vytvořila časně smíšený dioktahedrálně-trioktahedrální smektit následovaný chabazitem a thomsonitem. Stejná sestava přetrvává do horních částí podkladové formace Vaigat, kde je sestava chabazit-thomsonit v hloubce nahrazena sestavou, v níž dominují mafické fylosilikáty, thomsonit, chabazit, analcime, natrolit, a gonnardit.
hydrotermální alterace.
aktivní geotermální systémy. Chabazitové minerály nebyly nalezeny ve vrtném jádru z parních vrtů v geotermálních oblastech hostovaných křemičitými vulkanickými horninami, jako je Yellowstonský národní Park, Wyoming, a Wairakei, Nový Zéland. Nicméně, chabazit (druh Neznámý) byl nalezen v geotermálních oblastech v čedičových horninách Islandu. Vyskytuje se v nejmělčích úrovních nízkoteplotních polí poblíž Reykjavíku, Thorlálshöfnu a Akureyi a vytváří se při teplotách pod asi 70°C. je vzácný nebo nehlášený z vysokoteplotních polí, jako je Krafla (Kristmannsdóttir a Tómasson 1978).
pozdní fáze, deuterická změna. Chabazit-Sr se vyskytuje v tenkém aegerin-K-živec pegmatit řezání nefelinu a nosean syenit Lovozero alkalického masivu na Suoluaiv hory. To je spojováno s analcime, gonnardite a phillipsite, vinogradovite, låvenite a seidozerite (Pekov et al. 2000). Chabazite – Na se také vyskytuje v některých miarolitických dutinách v pegmatitových hrázích, například v Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth a Gault 1990) a v Ilímaussaq v Grónsku (Petersen a secher 1993).
Chabazit-Mg nalezený v čedičových dutinách lomu Karikás-tető na kopci Prága poblíž Bazsi v západním Maďarsku je interpretován tak, že vznikl hydrotermální změnou živce a sopečného skla v uzavřeném systému s roztoky bohatými na Mg (Montagna et al . 2010).
zlomeniny a dutiny v granitické ruly. Chabazitové minerály se vyskytují v několika dalších druzích hydrotermálně pozměněných hornin, například v jádrové zóně pegmatitových hrází a alterace podél zlomenin v ruly. Mnoho lokalit ve Švýcarsku, například ve švech v ruly a na kouřovém křemenu v alpském rozštěpu v Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch a Gibelsbachu, poblíž Fiesch, Švýcarsko (Stalder et al . 1973 a Armbruster et al. 1994).