Originalmente conocida solo por cavidades en rocas basálticas, la chabazita se ha encontrado ampliamente en rocas piroclásticas alteradas. Reemplaza la toba vitrica riolítica en lechos lacustres de lagos salinos y alcalinos, así como la toba traquítica en Italia y otros lugares. Algunas ocurrencias raras, pero informativas, de chabazita, ocurren en rocas basálticas alteradas en sedimentos marinos profundos de los márgenes de las fosas, en alteraciones a nivel superficial de basalto de almohada en secuencias de ofiolita, y en sistemas geotérmicos alojados en basalto. El siguiente resumen se basa en gran medida en Deer et al. (2004).
Diagénesis y metamorfismo funerario de sedimentos y rocas sedimentarias.
La chabazita fue descubierta por primera vez en rocas sedimentarias por Hay (1964) en toba y arcilla toba en el desfiladero de Olduvai, Tanzania. Desde entonces, la chabazita se ha encontrado como un producto de alteración autogénica en varios tipos de rocas sedimentarias: 1) como reemplazo de la toba riolítica intercalada con sedimentos lacustres en el oeste de los Estados Unidos y Kenia, así como en Tanzania; 2) como reemplazo de los lechos de toba riolítica dentro de la secuencia marina de flysch que comprende el Grupo Waitemata, Isla Norte, Nueva Zelanda; 3) sustitución extensiva de la ignimbrita fonolítica por la toba y la ignimbrita traquítica en Italia, Alemania y las Islas Canarias; y 4) en la diamictita de los valles secos, Antarctica.In acumulaciones terrestres de sedimentos volcaniclásticos y rocas, los minerales de chabazita son productos de alteración en algunos lechos piroclásticos en sistemas hidrológicamente cerrados y en tefra e ignimbrita en sistemas hidrológicamente abiertos. La chabazita se forma temprano, comúnmente con la filipsita, reemplazando al vidrio o creciendo a medida que el vidrio se disuelve en agua intersticial.
Sistemas hidrológicamente cerrados-toba en sedimentos lacustres. La toba riolítica dentro de secuencias lacustres de muchos valles interiores del oeste de los Estados Unidos, Europa del este, Turquía y otras localidades han sido reemplazadas por zeolitas, arcilla y feldespato autigénicos. La clinoptilolita y la analcima son las zeolitas más comunes que se forman en este entorno, pero los minerales de chabazita se encuentran en muchas localidades, algunas en cantidades económicamente importantes. Este tipo de ocurrencia de chabazita autigénica fue descrita por primera vez por Gude y Sheppard (1966) y Sheppard y Gude (1969) a partir de exposiciones en la Formación Barstow en el sureste de California, Estados Unidos. La Formación Barstow consta de 1000 a 1300 m de rocas fluviales y lacustres del Mioceno plegadas y con fallas, expuestas en las Colinas de Barro, al noroeste del condado de San Bernardino, California. En esta secuencia se incluyen varios lechos de toba riolítica, cinco de los cuales se extienden a lo largo de gran parte del área de exposición. Los minerales que reemplazan a la toba incluyen chabazita, asociada con esmectita, clinoptilolita, erionita y analcima, y feldespato de potasio. Las facies minerales que varían lateralmente a lo largo de la duración de la exposición son a) toba zeolítica no analímica, que consiste en clinoptilolita, filipsita, chabazita, erionita y mordenita en proporciones variables, b) toba analímica y c) toba rica en feldespato potásico. La chabazita varía de escasa a la mayor proporción de los lechos. La especie es chabazita-Na, que se produce como agregados de cristales anhédricos de 0,002 a 0,05 mm de ancho.Se han descrito lechos similares con chabazita autigénica cerca de Bowie, Condado de Cochise (Sand y Regis 1966), y en la Formación Big Sandy del Plioceno, Condado de Mohave, Arizona (Sheppard y Gude 1973). En este último depósito chabazita-K forma camas casi monominerales con extensiones laterales de cientos de metros. Al igual que en la Formación Barstow, la chabazita está asociada con esmectita, clinoptilolita y erionita en facies no analcimicas. La chabazita no ha sido reconocida en asociación con el ópalo o la mordenita. Se presenta como agregados de cristales equidimensionales de 2 a 40 µm, y las formas de fragmentos precursores son comúnmente evidentes. Algunas otras ocurrencias en el oeste de los Estados Unidos son los lechos lacustres del Mioceno cerca del lago Harney, al sureste de Oregón. Aquí la chabazita se encuentra principalmente en la parte sur de la cuenca y puede comprender hasta el 70% de un lecho tufáceo (Sheppard 1994). Las facies lacustres del Conglomerado de Gila, posiblemente del Plioceno, cerca de Buckhorn, Condado de Grant, Nuevo México, contienen una toba que cae en su mayoría reemplazada por zeolitas. La chabazita-Ca es la zeolita principal en la zona de los márgenes de los lagos, con la clinoptilolita y la analcima como minerales clave en las dos siguientes zonas interiores (Gude y Sheppard, 1988). En los lechos lacustres del Plioceno de Nevada del Depósito de Eastgate, el Condado de Churchill y el Depósito del río Reese, el Condado de Lander contienen lechos de toba reemplazados principalmente por clinoptilolita y erionita, y cantidades menores de chabazita (Papke 1972). Ocurrencias similares de chabazita han sido descritas por Hay (1964 y 1970) en Olduvai Gorge, Tanzania. Las tres litofacies que componen los depósitos del Pleistoceno en Olduvai Gorge son depósitos de lagos, depósitos de márgenes de lagos y depósitos aluviales. La chabazita-Na, asociada con la analcima y la phillipsita-Na, se produce más abundantemente en venas delgadas que cortan la piedra arcillosa aluvial y reemplazan la toba traquítica entrecruzada. El sedimento aluvial reaccionó con fluidos de poros químicamente similares a los de los lagos salinos y alcalinos. En el clima cálido y árido, los fluidos del suelo se vuelven salinos y alcalinos a través del bombeo por evaporación, y producen productos diagenéticos similares (Hay 1970). Vidrio traquítico fácilmente alterado a zeolitas en los lechos Oloronge (Pleistoceno) y los lechos Altos de Magadi (Holoceno), depósitos lacustres alcalinos en la región del Lago Magadi, Kenya (Surdam y Eugster, 1976). La erionita es el principal producto de alteración, con chabazita, clinoptilolita, mordenita y filipsita como fases asociadas menores. Con el tiempo, estas fases de formación temprana son reemplazadas por analcima.
Depósitos de suelo y superficie. La chabazita se encuentra en algunos suelos, desarrollados a partir de materiales parentales que contienen zeolita (Ming y Boettinger 2001), especialmente en ambientes áridos. Los sucesos reportados se encuentran en las cercanías de Olduvia Gorge, Tanzania (Hay 1970, 1978) y en el Valle Wright en la Antártida (Gibson et al. 1983).
Sistemas hidrológicamente abiertos. Las acumulaciones terrestres de restos piroclásticos, especialmente las unidades de tefra e ignimbrita, pueden alterarse para producir zeolitas. Debido a que las zeolitas se producen en gran medida a partir de reacciones con vadosa y aguas subterráneas que fluyen a través, este tipo de proceso se denomina alteración hidrológicamente abierta (Hay y Sheppard 1977 y Sheppard y Hay 2001).En Italia central, muchos depósitos piroclásticos han sido alterados a zeolita, principalmente chabazita-Ca, chabazita-K y filipsita. Algunas de las unidades zeolíticas tienen decenas de metros de espesor y contienen hasta un 80% de zeolita, por lo que tienen importancia económica. La mineralogía de estos depósitos ha sido objeto de muchos artículos después del descubrimiento inicial de las zeolitas. Los más recientes que incluyen análisis químicos son de Sersale (1978), Gottardi y Obradovic (1978), Passaglia y Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de’Gennaro et al. (1995), y de’Gennaro et al. (2000). Las unidades piroclásticas se colocaron como flujos piroclásticos, caídas de cenizas y flujos de lodo. Las composiciones de los magmas padres son potásicas y van desde la basanita hasta la fonolita y la traquita. Incluso con esta variedad de tipos de roca y origen, los tipos de minerales autogénicos están restringidos. La chabazita y la phillipsita son, con mucho, las zeolitas más abundantes, y el rango de composición de ambas zeolitas es limitado. Para la chabazita, Ca y K son cationes dominantes sin marco, y TSi está en el rango de 0,65 a 0,75. La variación en la extensión y distribución de la zeolitización ha dado lugar a varias interpretaciones diferentes de la paragénesis.Passaglia et al. (1990) comparan composiciones de chabazita y phillipsite con vidrio padre, y consideran dos tipos de reacciones: a) sistemas hidrológicamente abiertos en los que el agua meteórica casi neutra produce chabazita y phillipsite con Si/Al y cationes sin marco similares al vidrio padre, y b) aguas salinas ligeramente alcalinas en ambientes marinos que producen zeolitas con mayor contenido de Na independientemente de la composición del vidrio padre.El tufo litoide a scorie nere es una ignimbrita distintiva expuesta en el área alrededor de los lagos de Bolsena, Vico y Bracciano en la región del Lacio al norte de Roma. Varía de unos pocos metros a 80 m de espesor, y está casi en todas partes alterada a chabazita (Lenzi y Passaglia 1974). La falta de alteración zeolítica de los lechos de toba de caída de la misma secuencia volcánica sugiere que hay algo en la ignimbrita que la hace susceptible al proceso de zeolitización. El mecanismo propuesto se ha denominado «geoautoclave», en el que se cree que la ignimbrita atrapa el agua superficial durante el emplazamiento, iniciando la zeolitización durante el enfriamiento. La revisión del mecanismo y dificultades inherentes a la proporcionada por Langella et al. (2001).Tufo lionato expuesto al sureste de Roma muestra una distribución desigual de zeolita y composiciones variables sugieren alteración dentro de un sistema hidrológicamente abierto. Otros ejemplos de toba con abundante chabazita desarrollados en sistemas abiertos son las unidades laháricas del Volcán Roccamonfina (al oeste de Nápoles), la toba de flujo de ceniza erupcionó 30 ka en la región de Campaniano, y la toba Ercolano erupcionó de Vesubio 79 d.C. Passaglia et al. (1990) sugieren que estas y otras unidades similares fueron alteradas en condiciones cercanas a la superficie. De’Gennaro y Franco (1988) consideran que las temperaturas de formación han sido cercanas a los 100°C, basándose en la temperatura de emplazamiento de las unidades de toba y en la observación de que las reacciones pueden correlacionarse con la toba producida por erupciones featomagmáticas (véase más adelante). Ejemplos de la influencia del agua de mar en las reacciones autogénicas son las hialoclastitas de la isla Vivara (Campania) y cerca de Palagonia (sur de Sicilia). La chabazita-Na se desarrolló en Vivara, y la chabazita-Ca, en Palagonia (Passaglia et al. 1990).Varios aspectos de la distribución de la zeolita en la Toba Amarilla Napolitana, cerca de Nápoles, Italia, causan de’Gennero et al. (2000) para proponer un origen diferente de la alteración del sistema hidrológicamente abierto. La toba se originó en la caldera cercana de Campi Flegrei hace 12.000 años. Se ha producido una amplia alteración zeolítica en vainas cerca de la mitad de la toba, y disminuye hacia la parte superior, inferior y distancia de la fuente. El vidrio alcalino-traquítico se altera a phillipsite-K, chabazita-K y analcima. De’Gennero et al. (2000) proponen que la toba se depositó a partir de erupciones freatomagmáticas, y que la alteración zeolítica ocurrió en aquellas partes de la toba cerca de la caldera de origen, donde el calor residual y la humedad podrían quedar atrapados y retenidos. Este proceso es similar al mecanismo de» geoautoclave», en el que la alteración de la zeolita ocurre durante el enfriamiento inicial del depósito piroclástico.Chabazita authigenica se presenta como rombos unidos a los lados de los espacios de poros de diamictita del Grupo Sirio, Montaña de la Mesa, Valles Secos, Antártida. Dickinson and Grapes (1997) sugieren que la chabazita creció en una película de salmuera cuando el hielo se derrite.
Sedimentos marinos profundos. Las zeolitas authigenicas se encuentran en la mayoría de los núcleos de perforación de sedimentos de aguas profundas en todos los océanos. La filipsita y la clinoptilolita son, con mucho, las más comunes, y la chabazita ocurre solo en raras ocasiones. Uno de estos casos se produce en arenisca volcánica y conglomerado del Mioceno medio temprano del Hoyo 841 (Tramo 135 del Programa de Perforación Oceánica) en el Margen de la Fosa de Tonga, en el Océano Pacífico Sudoccidental (Vitali et al. 1995). A profundidades de unos 500 m por debajo del fondo marino se produce chabazita de composición desconocida con erionita y heulandita. Gran parte del núcleo contiene phillipsite en los 250 m superiores, y analcima entre 250 y 470 m creciendo en respuesta a los efectos térmicos de varios travesaños de andesita basáltica.
Diagénesis de sedimentos marinos procedentes de terrenos con fuentes de arco. La chabazita no es un componente de los productos diagenéticos en la mayoría de los sedimentos volcaniclásticos cerca de arcos insulares. Sin embargo, los finos lechos de toba vitrica en el Grupo Waitemata del Mioceno, Isla Norte, Nueva Zelanda, son casi completamente reemplazados por chabazita (Sameshima 1978). Las exposiciones se encuentran en Takapuna Beach y Karake Bay, ambas en el área de la ciudad de Auckland. La chabazita también se encuentra en los lechos de toba de la región de Kaipara y de Parnell Grit, Auckland. Estas unidades están incluidas en una secuencia de flysch, y el grosor de todo el Grupo Waitemata es de aproximadamente 1000 m. Sin evidencia de sedimento superpuesto, se supone que el calor para impulsar el reemplazo autógeno proviene de una amplia actividad de aguas termales (Sameshima 1978).
Metamorfismo de muy bajo grado y facies de zeolita. Los minerales comunes en las facies de zeolita desarrolladas por metamorfismo funerario son laumontita y analcima. La chabazita ocurre raramente, y donde ocurre es principalmente en rocas basálticas débilmente metamorfoseadas, como lavas de almohada del fondo marino o diques, en lugar de en sedimentos volcaniclásticos. La Ofiolita metamorfoseada de Horokanai fue colocada tectónicamente en la Zona de Kamuikotan, Hokkaido, Japón. El metamorfismo progrado ha producido cuatro zonas de facies minerales, que van desde la zeolita hasta las facies de granulita (Ishizuka 1985). La zona de zeolita, que afecta principalmente a las lavas de almohada, se divide en tres subzonas con los minerales clave, chabazita, laumontita y wairaquita, respectivamente. Los conjuntos de la subzona de chabazita son clorita + chabazita+ analcima + thomsonita y clorita + chabazita+analcima + estilbita. La subzona siguiente más alta típicamente contiene conjuntos de soporte de laumontita. La especie de chabazita no se determinó, pero es probable que sea chabazita-Ca. Ishizuka (1985) interpreta los ensamblajes que se originan a través de metamorfismos de muy baja presión en el fondo del océano. De un entorno similar, Liou (1979) reporta chabazita en el conjunto de zeolitas que llenan venas y cavidades amígdalas en las lavas de almohada de la ophiolita de Taiwán Oriental. Otros son heulandita, laumontita y thomsonita.
Diagénesis y metamorfismo de bajo grado de flujos de lava máfica.
La chabazita-Ca y la chabazita-Na son comunes en cavidades de rocas basálticas, más comúnmente asociadas con filipsita, gmelinita, levina, analcima y heulandita. Algunas de las muchas localidades conocidas se encuentran en el este de Islandia (Walker 1960), las Islas Feroe (Betz 1981), el Condado de Antrim, Irlanda del Norte (Walker 1951), Italia (Passaglia 1970), el área de Melbourne, Australia (Vince 1989), Nueva Escocia, Canadá (Walker y Parsons 1922), y Paterson, Nueva Jersey, Estados Unidos (Peters y Peters 1978). Para todos ellos, casi no hay estudios sobre las condiciones de origen de la chabazita. Sin embargo, en el este de Islandia, Walker (1960) encontró presencia regional de chabazita con tomsonita en la zona superior de zeolitas en amígdulas de flujos de basalto de olivino. El límite con la siguiente zona inferior con analcima corta los límites del flujo, mostrando que las zonas de zeolita se formaron mucho después de la erupción y el enfriamiento de las lavas. Las temperaturas a las que se han formado otras similares en áreas geotérmicas de Islandia, resumidas por Kristmannsdóttir y Tómasson (1978), indican que la chabazita probablemente se forma a temperaturas inferiores a 70°C. Las secciones gruesas de lava basáltica expuestas en la isla Disko y la Península de Nuussuaq, en el centro-Oeste de Groenlandia, exhiben los efectos del metamorfismo y el bajo grado regional y la alteración hidrotermal (Neuhoff et al. 2006). El metamorfismo regional de la formación de lava del Paleoceno superior, la Formación Maligât, produjo una mezcla temprana de esmectita dioctaédrica–trioctaédrica seguida de chabazita y tomsonita. Este mismo ensamblaje persiste en las porciones superiores de la Formación Vaigat subyacente, donde el ensamblaje chabazita-tomsonita es reemplazado en profundidad por un ensamblaje dominado por filosilicatos máficos, tomsonita, chabazita, analcima, natrolita y gonnardita.
alteración Hidrotermal.
Sistemas geotérmicos activos. No se han encontrado minerales de chabazita en núcleos de perforación de pozos de vapor en áreas geotérmicas albergadas por rocas volcánicas silícicas, como el Parque Nacional de Yellowstone, Wyoming, y Wairakei, Nueva Zelanda. Sin embargo, se ha encontrado chabazita (especie desconocida) en las áreas geotérmicas de las rocas basálticas de Islandia. Se encuentra en los niveles más superficiales de los campos de baja temperatura cerca de Reykjavík, Thorlálshöfn y Akureyi, formándose a temperaturas inferiores a aproximadamente 70°C. Es raro o no se informa de los campos de alta temperatura, como Krafla (Kristmannsdóttir y Tómasson 1978).
Fase tardía, alteración deuterica. La chabazita-Sr se encuentra en una delgada nefelina cortadora de pegmatita aegerina-K-feldespato y sienita nosea del macizo alcalino Lovozero en la montaña Suoluaiv. Se asocia con analcima, gonnardita y filipsita, vinogradovita, låvenita y seidozerita(Pekov et al. 2000). La chabazita-Na también se encuentra en algunas cavidades miarolíticas en diques de pegmatita, por ejemplo en Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth y Gault 1990) y en Ilímaussaq, Groenlandia (Petersen y Secher 1993).
Se interpreta que la chabazita-Mg encontrada en las cavidades basálticas de la cantera Karikás-tető de la colina Prága, cerca de Bazsi, Hungría occidental, se formó por alteración hidrotermal de feldespato y vidrio volcánico, en un sistema cerrado con soluciones ricas en Mg (Montagna et al. 2010).
Fracturas y cavidades en granito, gneis. Los minerales de chabazita se encuentran en algunos otros tipos de rocas alteradas hidrotermalmente, como en la zona central de los diques de pegmatita y la alteración a lo largo de las fracturas en gneis. Muchas localidades en Suiza, como en costuras en gneis y en cuarzo ahumado en ambientes con hendiduras alpinas en Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch y Gibelsbach, cerca de Fiesch, Suiza (Stalder et al. 1973 y Armbruster et al. 1994).