Ursprünglich nur aus Hohlräumen in Basaltgesteinen bekannt, wurde Chabazit häufig in veränderten pyroklastischen Gesteinen gefunden. Es ersetzt rhyolitischen vitrischen Tuff in Lakustrinbetten aus salzhaltigen, alkalischen Seen sowie trachytischen Tuff in Italien und anderen Orten. Etwas selten, aber informativ, Vorkommen von Chabazit, treten in veränderten basaltischen Gesteinen in tiefen marinen Sedimenten von Grabenrändern auf, in flacher Veränderung von Kissenbasalt in Ophiolitsequenzen, und in Basalt gehostete geothermische Systeme. Die folgende Zusammenfassung basiert weitgehend auf Deer et al. (2004).
Diagenese und Bestattungsmetamorphose von Sedimenten und Sedimentgesteinen.
Chabazit wurde erstmals in Sedimentgesteinen von Hay (1964) in Tuffstein und tuffhaltigem Ton in der Olduvai-Schlucht, Tansania, entdeckt. Seit dieser Zeit wurde Chabazit als authigenes Alterationsprodukt in verschiedenen Arten von Sedimentgesteinen gefunden: 1) als Ersatz von rhyolitischem Tuff, der mit lakustrinem Sediment in den westlichen USA und Kenia sowie Tansania eingebettet ist; 2) als Ersatz von rhyolitischen Tuffbetten innerhalb der marinen Flysch-Sequenz, die die Waitemata-Gruppe, Nordinsel, Neuseeland, umfasst; 3) umfangreicher Ersatz von phonolithischem zu trachytischem Ignimbrit und Tuff in Italien, Deutschland und den Kanarischen Inseln; und 4) in Diamiktit der trockenen Täler, Antarctica.In terrestrische Ansammlungen von vulkaniklastischen Sedimenten und Gesteinen, Die Chabazit-Mineralien sind Alterationsprodukte in einigen pyroklastischen Schichten in hydrologisch geschlossenen Systemen und in Tephra und Ignimbrit in hydrologisch offenen Systemen. Chabazit bildet sich früh, häufig mit Phillipsit, ersetzt Glas oder wächst, wenn sich Glas in interstitiellem Wasser auflöst.
Hydrologisch geschlossene Systeme – Tuffstein im Lakustrinsediment. Rhyolitischer, vitrischer Tuff innerhalb von Lakustrinsequenzen aus vielen Innentälern der westlichen USA, Osteuropas, der Türkei und anderen Orten wurde durch authigene Zeolithe, Ton und Feldspat ersetzt. Klinoptilolith und Analcim sind die häufigsten Zeolithe, die sich in dieser Umgebung bilden, Aber die Chabazit-Mineralien kommen an vielen Orten vor, einige in wirtschaftlich wichtigen Mengen. Diese Art des Auftretens von authigenem Chabazit wurde erstmals von Gude und Sheppard (1966) und Sheppard und Gude (1969) aus Expositionen in der Barstow-Formation im Südosten Kaliforniens, USA, beschrieben. Die Barstow-Formation besteht aus 1000 bis 1300 m gefalteten und verfälschten miozänen Fluss- und Lakustringesteinen, die in den Mud Hills im Nordwesten von San Bernardino County, Kalifornien, freigelegt sind. In dieser Sequenz sind mehrere rhyolitische Tuffbetten enthalten, Fünf davon erstrecken sich über einen Großteil des Belichtungsbereichs. Mineralien, die den Tuff ersetzen, umfassen Chabazit, verbunden mit Smektit, Klinoptilolith, Erionit und Analcime sowie Kaliumfeldspat. Mineralfazies, die seitlich entlang der Expositionslänge variieren, sind a) nicht-analcimischer zeolithischer Tuff, bestehend aus Klinoptilolith, Phillipsit, Chabazit, Erionit und Mordenit in unterschiedlichen Anteilen, b) analcimischer Tuff und c) kaliumfeldspatreicher Tuff. Chabazit variiert von spärlich bis bildet den Hauptanteil der Betten. Die Art ist Chabazit-Na, das als Aggregate von anhedralen Kristallen mit einem Durchmesser von 0,002 bis 0,05 mm auftritt.Ähnliche Schichten mit authigenem Chabazit wurden in der Nähe von Bowie, Cochise County (Sand und Regis 1966), und in der pliozänen Big Sandy Formation, Mohave County, Arizona (Sheppard und Gude 1973) beschrieben. In der letzteren Lagerstätte bildet Chabazite-K fast monomineralische Schichten mit seitlichen Ausdehnungen von Hunderten von Metern. Wie in der Barstow-Formation ist der Chabazit mit Smektit, Klinoptilolith und Erionit in einer nicht-kalzimischen Fazies assoziiert. Chabazit wurde nicht in Verbindung mit Opal oder Mordenit erkannt. Es tritt als Aggregate von äquidimensionalen Kristallen auf 2 zu 40 µm, und Vorläuferscherbenformen sind häufig offensichtlich. Einige andere Vorkommen im Westen der USA sind die miozänen Lakustrinbetten in der Nähe von Harney Lake im Südosten von Oregon. Hier kommt Chabazit hauptsächlich im südlichen Teil des Beckens vor und kann bis zu 70% eines tuffartigen Bettes umfassen (Sheppard 1994). Die lakustrinen Fazies des Gila-Konglomerats, möglicherweise aus dem Pliozän, in der Nähe von Buckhorn, Grant County, New Mexico, enthält einen fallenden Tuff, der hauptsächlich durch Zeolithe ersetzt wird. Chabazit-Ca ist der Hauptzeolith in der Seerandzone, wobei Klinoptilolith und Analcim die Schlüsselmineralien in den nächsten beiden inneren Zonen sind (Gude und Sheppard 1988). In den pliozänen Seebetten der Eastgate-Lagerstätte, Churchill County und der Reese River-Lagerstätte, Lander County, befinden sich Tuffbetten, die hauptsächlich durch Klinoptilolith und Erionit sowie geringere Mengen an Chabazit ersetzt wurden (Papke 1972). Ähnliche Vorkommen von Chabazit wurden von Hay (1964 und 1970) in der Olduvai-Schlucht, Tansania, beschrieben. Die drei Lithofazies, die die pleistozänen Ablagerungen in der Olduvai-Schlucht umfassen, sind Seeablagerungen, Seerandablagerungen, und Schwemmlandablagerungen. Chabazit-Na, assoziiert mit Analcime und Phillipsit-Na, kommt am häufigsten in dünnen Adern vor, die alluvialen Tonstein schneiden und interbedded trachytischen Tuff ersetzen. Das alluviale Sediment reagierte mit Porenflüssigkeiten, die denen von salzhaltigen, alkalischen Seen chemisch ähnlich waren. Im heißen, trockenen Klima werden die Bodenflüssigkeiten durch Verdunstungspumpen salzig und alkalisch und produzieren ähnliche diagenetische Produkte (Hay 1970). Trachytisches Glas veränderte sich leicht zu Zeolithen in den Oloronge-Betten (Pleistozän) und hohen Magadi-Betten (Holozän) alkalischen Lakustrinablagerungen in der Lake Magadi Region, Kenia (Surdam und Eugster 1976). Erionit ist das primäre Alterationsprodukt, mit Chabazit, Klinoptilolith, Mordenit, und Phillipsit als kleinere assoziierte Phasen. Im Laufe der Zeit werden diese frühen gebildeten Phasen durch Analcime ersetzt.
Boden- und Oberflächenablagerungen. Chabazit kommt in einigen Böden vor, die aus zeolithhaltigen Ausgangsmaterialien entwickelt wurden (Ming und Boettinger 2001), insbesondere in trockenen Umgebungen. Gemeldete Vorkommen liegen in der Nähe der Olduvia Gorge, Tansania (Hay 1970, 1978) und im Wright Valley in der Antarktis (Gibson et al. 1983).
Hydrologisch offene Systeme. Terrestrische Ansammlungen von pyroklastischen Trümmern, insbesondere Tephra- und Ignimbriteinheiten, können sich verändern, um Zeolithe zu produzieren. Da die Zeolithe größtenteils aus Reaktionen mit durchfließender Vadose und Grundwasser entstehen, wird diese Art von Prozess als hydrologisch offene Alteration bezeichnet (Hay and Sheppard 1977 und Sheppard and Hay 2001).In Mittelitalien wurden viele pyroklastische Ablagerungen zu Zeolith verändert, hauptsächlich Chabazit-Ca, Chabazit-K und Phillipsit. Einige der zeolithischen Einheiten sind zehn Meter dick und enthalten bis zu 80% Zeolith und haben dadurch wirtschaftliche Bedeutung. Die Mineralogie dieser Lagerstätten war nach der ersten Entdeckung der Zeolithe Gegenstand vieler Arbeiten. Neuere, die chemische Analysen umfassen, sind von Sersale (1978), Gottardi und Obradovic (1978), Passaglia und Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de’Gennaro et al. (1995) und de’Gennaro et al. (2000). Die pyroklastischen Einheiten wurden als pyroklastische Ströme, Aschefälle und Schlammströme eingesetzt. Die Zusammensetzung der Muttermagmen ist kalihaltig und reicht von Basanit über Phonolith bis hin zu Trachyt. Auch bei dieser Vielfalt an Gesteinsarten und Herkunft sind die Arten authigener Mineralien eingeschränkt. Chabazit und Phillipsit sind bei weitem die am häufigsten vorkommenden Zeolithe, und der Zusammensetzungsbereich beider Zeolithe ist begrenzt. Für Chabazit sind Ca und K dominante Nicht-Gerüst-Kationen, und TSi liegt im Bereich von 0,65 bis 0,75. Die Variation des Ausmaßes und der Verteilung der Zeolitisierung hat zu verschiedenen Interpretationen der Paragenese geführt.Passaglia et al. (1990) vergleichen Zusammensetzungen von Chabazit und Phillipsit mit Mutterglas und betrachten zwei Arten von Reaktionen: a) hydrologisch offene Systeme, in denen nahezu neutrales Meteorwasser Chabazit und Phillipsit mit Si / Al- und Nicht-Gerüst-Kationen ähnlich wie Mutterglas ergibt, und b) mild alkalische, salzhaltige Gewässer in Meeresumgebungen, die Zeolithe mit höheren Na-Gehalten unabhängig von der Zusammensetzung des Mutterglases ergeben.Der Tufo litoide a scorie nere ist ein charakteristischer Ignimbrit, der in der Gegend um die Seen von Bolsena, Vico und Bracciano in der Region Latium nördlich von Rom ausgesetzt ist. Es variiert von einigen Metern bis zu 80 m Dicke und ist fast überall zu Chabazit verändert (Lenzi und Passaglia 1974). Das Fehlen einer zeolithischen Veränderung von Fall-out-Tuff-Betten der gleichen vulkanischen Sequenz legt nahe, dass etwas über den Ignimbrit, der es anfällig für den Zeolitisierungsprozess macht. Der vorgeschlagene Mechanismus wurde als „Geoautoclave“ bezeichnet, bei dem angenommen wird, dass der Ignimbrit Oberflächenwasser während der Einlagerung einfängt und die Zeolitisierung während des Abkühlens beginnt. Eine Überprüfung des Mechanismus und der inhärenten Schwierigkeiten wird von Langella et al. (2001).Der südöstlich von Rom exponierte Tufo lionato zeigt eine ungleichmäßige Zeolithverteilung und variable Zusammensetzungen deuten auf eine Veränderung innerhalb eines hydrologisch offenen Systems hin. Andere Beispiele für Tuff mit reichlich Chabazit, die in offenen Systemen entwickelt wurden, sind die laharischen Einheiten des Vulkans Roccamonfina (westlich von Neapel), der Aschefluss-Tuff brach 30 ka in der kampanischen Region aus und der Ercolano-Tuff brach 79 n. Chr. (1990) legen nahe, dass diese und ähnliche Einheiten unter oberflächennahen Bedingungen verändert wurden. De’Gennaro und Franco (1988) betrachten die Temperaturen der Formation als nahe 100 ° C, basierend auf der Temperatur der Einlagerung der Tuffeinheiten und auf der Beobachtung, dass Reaktionen mit Tuff korreliert werden können, der durch pheatomagmatische Eruptionen erzeugt wird (siehe unten). Beispiele für den Einfluss von Meerwasser auf authigene Reaktionen sind die Hyaloclastite der Insel Vivara (Kampanien) und in der Nähe von Palagonien (Südsizilien). Chabazit-Na entwickelte sich in Vivara und Chabazit-Ca in Palagonia (Passaglia et al. 1990).Mehrere Aspekte der Zeolithverteilung im neapolitanischen Gelben Tuff, in der Nähe von Neapel, Italien, verursachen de’Gennero et al. (2000) einen anderen Ursprung als die hydrologisch offene Systemänderung vorzuschlagen. Der Tuff stammt aus der nahe gelegenen Caldera von Campi Flegrei vor 12.000 Jahren. In Hülsen nahe der Mitte des Tuffs ist eine ausgedehnte zeolithische Veränderung aufgetreten, und nimmt nach oben ab, unten, und Entfernung von der Quelle. Das alkali-trachytische Glas wird zu Phillipsit-K, Chabazit-K und Analcim verändert. De’Gennero et al. (2000) schlagen vor, dass der Tuff von phreatomagmatischen Eruptionen abgelagert wurde und zeolithische Veränderungen in den Teilen des Tuffs in der Nähe der Quellcaldera auftraten, in denen Restwärme und Feuchtigkeit eingefangen und gehalten werden konnten. Dieser Prozess ähnelt dem „Geoautoclave“ -Mechanismus, bei dem eine Veränderung des Zeoliths während der anfänglichen Abkühlung der pyroklastischen Ablagerung auftritt.Authigener Chabazit kommt als Rauten vor, die an den Seiten von Porenräumen von Diamiktit der Sirius-Gruppe, Tafelberg, Trockentäler, Antarktis, befestigt sind. Dickinson und Grapes (1997) legen nahe, dass der Chabazit in einem Solefilm wuchs, wenn Eis schmilzt.
Tiefes marines Sediment. Authigene Zeolithe kommen in den meisten Bohrkernen aus Tiefseesedimenten in allen Ozeanen vor. Phillipsit und Klinoptilolith sind bei weitem die häufigsten, und Chabazit kommt nur selten vor. Ein solches Vorkommen ist im vulkanischen Sandstein und Konglomerat des frühen mittleren Miozäns aus Bohrloch 841 (Abschnitt 135 des Ocean-Bohrprogramms) am Rand des Tonga-Grabens im Südwestpazifik zu finden (Vitali et al. 1995). In Tiefen von etwa 500 m unterhalb des Meeresbodens tritt Chabazit unbekannter Zusammensetzung mit Erionit und Heulandit auf. Ein Großteil des Kerns enthält Phillipsit in den obersten 250 m und Analcime zwischen 250 und 470 m, das als Reaktion auf die thermischen Effekte mehrerer basaltischer Andesitschwellen wächst.
Diagenese von marinen Sedimenten aus Arc-Source-Terrains. Chabazit ist kein Bestandteil von diagenetischen Produkten in den meisten vulkaniklastischen Sedimenten in der Nähe von Inselbögen. Dünne, vitrische Tuffbetten in der miozänen Waitemata-Gruppe, Nordinsel, Neuseeland, werden jedoch fast vollständig durch Chabazit ersetzt (Sameshima 1978). Belichtungen sind am Takapuna Beach und Karake Bay, beide in der Stadt Auckland. Chabazite ist auch in den Tuffsteinbetten aus der Region Kaipara und von Parnell Grit, Auckland. Diese Einheiten sind in einer Flysch-Sequenz enthalten, und die Dicke der gesamten Waitemata-Gruppe beträgt etwa 1000 m. Ohne Hinweise auf darüber liegende Sedimente wird angenommen, dass die Wärme, die den authigenen Ersatz antreibt, von weit verbreiteten heißen Quellen stammt (Sameshima 1978).
Sehr minderwertige Metamorphose und die Zeolithfazies. Gemeinsame Mineralien in den Zeolithfazies, die durch Bestattungsmetamorphose entwickelt wurden, sind Laumontit und Analcim. Chabazit kommt selten vor, und wo es auftritt, ist es meist in schwach metamorphosierten basaltischen Gesteinen, wie Meeresboden, Laven oder Deiche, eher als in vulkaniklastischen Sedimenten. Der metamorphosierte Horokanai-Ophiolit wurde tektonisch in der Kamuikotan-Zone, Hokkaido, Japan, eingelagert. Prograde Metamorphism hat vier Mineralfazienzonen hervorgebracht, die von Zeolith- bis Granulit-Fazies reichen (Ishizuka 1985). Die Zeolithzone, die hauptsächlich Kissenlaven betrifft, ist in drei Unterzonen mit den Schlüsselmineralien Chabazit, Laumontit und Wairakit unterteilt. Assemblagen der Chabazit-Subzone sind Chlorit + Chabazit + Analcime + Thomsonit und Chlorit + Chabazit + Analcime + Stilbit. Die nächsthöhere Subzone enthält typischerweise Laumontit-tragende Assemblagen. Die Chabazit-Art wurde nicht bestimmt, ist aber wahrscheinlich Chabazit-Ca. Ishizuka (1985) interpretiert die Assemblagen, die durch Metamorphose des Meeresbodens mit sehr niedrigem Druck entstehen. Aus einer ähnlichen Umgebung berichtet Liou (1979) über Chabazit in der Ansammlung von Zeolithen, die Venen und amygdaloidale Hohlräume in den Kissenlaven des osttaiwanesischen Ophiolits füllen. Andere sind Heulandit, Laumontit und Thomsonit.
Diagenese und niedriggradige Metamorphose mafischer Lavaströme.
Chabazit-Ca und Chabazit-Na sind häufig in Hohlräumen von Basaltgesteinen, am häufigsten mit Phillipsit, Gmelinit, Levyne, Analcime und Heulandit assoziiert. Einige der vielen bekannten Orte befinden sich in Ostisland (Walker 1960), den Färöern (Betz 1981), County Antrim, Nordirland (Walker 1951), Italien (Passaglia 1970), Melbourne, Australien (Vince 1989), Nova Scotia, Kanada (Walker und Parsons 1922) und Paterson, New Jersey, USA (Peters und Peters 1978). Für all diese gibt es fast keine Studien über die Ursprungsbedingungen von Chabazit. In Ostisland fand Walker (1960) jedoch ein regionales Vorkommen von Chabazit mit Thomsonit in der obersten Zone von Zeolithen in Amygdulen von Olivinbasaltströmen. Die Grenze zur nächstniedrigeren Zone mit Analcime schneidet über Strömungsgrenzen hinweg, Dies zeigt, dass Zeolithzonen lange nach dem Ausbruch und der Abkühlung der Laven gebildet wurden. Die von Kristmannsdóttir und Tómasson (1978) zusammengefassten Temperaturen, bei denen sich ähnliche in geothermischen Gebieten Islands gebildet haben, deuten darauf hin, dass sich Chabazit wahrscheinlich bei Temperaturen unter 70 ° C bildet. 2006). Regionale Metamorphose der oberen paläozänen Lavaformation, der Maligât-Formation, produzierte frühen gemischten Dioktaeder-Trioktaeder-Smektit, gefolgt von Chabazit und Thomsonit. Dieselbe Ansammlung bleibt in den oberen Teilen der darunter liegenden Vaigat–Formation bestehen, wo die Chabazit-Thomsonit-Ansammlung in der Tiefe durch eine Ansammlung ersetzt wird, die von mafischen Schichtsilikaten dominiert wird, Thomsonit, Chabazit, Analcim, Natrolit, und Gonnardit.
Hydrothermale Veränderung.
Aktive geothermische Systeme. Chabazitmineralien wurden nicht im Bohrkern von Dampfbohrungen in geothermischen Gebieten gefunden, die von kieselhaltigen Vulkangesteinen wie dem Yellowstone National Park, Wyoming, und Wairakei, Neuseeland, beherbergt werden. Chabazit (Art unbekannt) wurde jedoch in den geothermischen Gebieten in den Basaltgesteinen Islands gefunden. Es kommt in den flachsten Ebenen der Niedertemperaturfelder in der Nähe von Reykjavík, Thorlálshöfn und Akureyi vor und bildet sich bei Temperaturen unter etwa 70 ° C. Es ist selten oder nicht aus den Hochtemperaturfeldern wie Krafla gemeldet (Kristmannsdóttir und Tómasson 1978).
Spätstadium, deutere Veränderung. Chabazit-Sr kommt in einem dünnen Aegerine-K-Feldspat-Pegmatit vor, der Nephelin und Nosean-Syenit des Lovozero-Alkalimassivs am Suoluaiv-Berg schneidet. Es ist mit Analcim, Gonnardit und Phillipsit, Vinogradovit, Låvenit und Seidozerit assoziiert (Pekov et al. 2000). Chabazit-Na kommt auch in einigen miarolithischen Hohlräumen in Pegmatitdeichen vor, beispielsweise am Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth und Gault 1990) und in Ilímaussaq, Grönland (Petersen und Secher 1993).
Das Chabazit-Mg, das in den Basalthöhlen des Karikás-tető-Steinbruchs auf dem Prága-Hügel in der Nähe von Bazsi, Westungarn, gefunden wurde, soll sich durch hydrothermale Veränderung von Feldspat und Vulkanglas in einem geschlossenen System mit Mg-reichen Lösungen gebildet haben (Montagna et al. 2010).
Brüche und Hohlräume in granitischem Gneis. Chabazitmineralien kommen in einigen anderen Arten von hydrothermal veränderten Gesteinen vor, wie in der Kernzone von Pegmatitdeichen und Veränderung entlang von Brüchen im Gneis. Viele Lokalitäten in der Schweiz, wie z.B. in Gneisflözen und auf Rauchquarz in alpinen Spaltenumgebungen bei Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch und Gibelsbach, bei Fiesch, Schweiz (Stalder et al. 1973 und Armbruster et al. 1994).