tunnetaan alun perin vain basalttisten kivien onkaloista, mutta chabatsiittia on löydetty laajalti muuttuneista pyroklastisista kivilajeista. Se korvaa rhyolitic vitric tuffia suolaisen, emäksisen järvien lacustrine-pohjissa sekä trachytic tuffia Italiassa ja muissa paikoissa. Joitakin harvinaisia, mutta informatiivisia chabatsiittiesiintymiä esiintyy basalttisissa kivissä syvissä merisedimenteissä kaivannon reunoissa, tyynybasaltin matalissa muutoksissa ophioliittisekvensseissä ja basalttisissa geotermisissä järjestelmissä. Seuraava Yhteenveto perustuu pitkälti Deer et al. (2004).
diagenesis and burial metamorfism of sedimentary and sedimentary rocks.
Chabatsiitti löydettiin ensimmäisen kerran sedimenttikivistä heinän (1964) avulla tuffista ja tuffakautisesta savesta Olduvain rotkossa Tansaniassa. Siitä lähtien chabatsiittia on löydetty autigeenisenä muutostuotteena useista sedimenttikivilajeista: 1) lakustriinisedimenttiin yhdistetyn rhyoliittisen Tuffin korvaajana Yhdysvaltain länsiosissa ja Keniassa sekä Tansaniassa; 2) rhyoliittisten tuffisedimenttien korvaajana merissä, Waitemata-ryhmän muodostavassa flysch-sekvenssissä, Pohjoissaarella, Uudessa-Seelannissa; 3) laaja korvaaminen fonoliittinen trachytic ignimbrite ja tuff Italiassa, Saksassa ja Kanariansaarilla; ja 4) diamictiitti kuivissa laaksoissa, Antarctica.In vulkaanisten sedimenttien ja kiviainesten maanpäälliset kertymät, chabatsiittimineraalit ovat muunnostuotteita joissakin pyroklastisissa kerroksissa hydrologisesti suljetuissa järjestelmissä ja tefrassa ja ignimbriitissä hydrologisesti avoimissa järjestelmissä. Chabatsiitti muodostuu varhain, yleisesti phillipsiitin kanssa, korvaten lasin tai kasvaen lasin liuetessa interstitiaaliveteen.
Hydrologisesti suljetut systeemit – Tuff lacustrine sedimentissä. Rhyolitic, vitric tuff within lacustrine sequences from many interior valleys of the western US, East Europe, Turkey, and other locations have replaced by authigenic zeolites, clay, and feldspar. Klinoptiloliitti ja analsiimi ovat yleisimpiä tässä ympäristössä muodostuvia zeoliitteja, mutta chabatsiittimineraaleja esiintyy monilla paikkakunnilla, joillakin taloudellisesti merkittäviä määriä. Gude and Sheppard (1966) ja Sheppard and Gude (1969) kuvasivat ensimmäisen kerran tämän tyypin esiintymisestä barstowin muodostumassa Kaakkois-Kaliforniassa Yhdysvalloissa. Barstowin muodostuma koostuu 1000-1300 m taitetuista ja faultuneista Mioseenilaisista fluviatile-ja lacustrine-kallioista, jotka ovat paljastuneet Mutakukkuloilla San Bernardinon piirikunnan luoteisosassa Kaliforniassa. Tähän jaksoon kuuluu useita rhyoliittisia tuff-vuoteita, joista viisi kasvaa suuressa osassa altistusaluetta. Tuffia korvaavia mineraaleja ovat muun muassa smectiittiin liittyvä chabatsiitti, klinoptiloliitti, erioniitti ja analsiimi sekä kalium-maasälpä. Mineraalit, jotka vaihtelevat lateraalisesti altistuksen pituuden mukaan, ovat A) ei-analsiiminen zeoliittinen tuffi, joka koostuu klinoptiloliittista, phillipsiittiä, chabatsiittia, erioniittia ja mordeniittia vaihtelevissa suhteissa, b) analsiiminen tuffi ja c) kaliumpitoinen maasälpärikas tuffi. Chabatsiitti vaihtelee harvakseltaan ja muodostaa suurimman osan vuoteista. Laji on chabatsiitti-Na, joka esiintyy anhedraalisten kiteiden aggregaatteina, joiden läpimitta on 0,002-0,05 mm.Samanlaisia authigenic chabatsiitti on kuvattu lähellä Bowie, Cochise County (Sand and Regis 1966), ja Pliosene Big Sandy muodostelma, Mohave County, Arizona (Sheppard and Gude 1973). Jälkimmäisessä esiintymässä chabatsiitti-K muodostaa lähes monomineraalisia sänkyjä, joiden lateraalijänteet ovat satoja metrejä. Kuten Barstow-muodostelmassa, chabatsiitti liittyy smektiittiin, klinoptiloliittiin ja erioniittiin ei-analsimisessa. Tšabatsiittia ei ole tunnistettu opaalin tai mordeniitin yhteydessä. Se esiintyy samiulotteisten kiteiden 2-40 µm aggregaatteina, ja prekursoriset sirpalemuodot ovat yleisesti havaittavissa. Muita esiintymiä Yhdysvaltain länsiosissa ovat Mioseeniset lacustrine-vuoteet lähellä Harney-järveä Oregonin kaakkoispuolella. Täällä chabatsiitti esiintyy pääasiassa altaan eteläosassa ja voi käsittää jopa 70% tuffaceous bed (Sheppard 1994). Mahdollisesti Plioseenikautisen Gila-monialakonsernin lacustrinen kasvusto Buckhornin lähellä Grantin piirikunnassa New Mexicossa sisältää Fallout – tuffia, joka on useimmiten korvattu zeoliiteilla. Chabatsiitti-Ca on tärkein zeoliitti järven reunavyöhykkeellä, klinoptiloliitti ja analsiimi avainmineraaleja kahdella seuraavalla sisävyöhykkeellä (Gude ja Sheppard 1988). Eastgate Deposit, Churchill County ja Reese River Deposit Nevadan Plioseenijärvessä on tuff-vuoteita, jotka on korvattu pääosin klinoptiloliittilla ja erioniitilla, sekä pienempiä määriä chabatsiittia (Papke 1972). Samanlaisia chabatsiittiesiintymiä on kuvattu heinällä (1964 ja 1970) Olduvain rotkossa Tansaniassa. Olduvain rotkon Pleistoseeniesiintymät muodostavat kolme kivilohkaretta, jotka ovat järvikerrostumia, järvikerrostumia ja alluviaaliesiintymiä. Chabatsiitti-Na, joka liittyy analsiimiin ja phillipsiitti-Na: han, esiintyy runsaimmin ohuissa suonissa, jotka leikkaavat alluviaalista savikiveä ja korvaavat interbeded trakytiintuffia. Alluviaalinen sedimentti reagoi huokosnesteiden kanssa kemiallisesti samalla tavalla kuin suolaliuoksessa, emäksisissä järvissä. Kuumassa, kuivassa ilmastossa maan nesteistä tulee suolaliuosta ja emäksistä haihtumispumppauksen avulla ja ne tuottavat samanlaisia diageneettisiä tuotteita (Hay 1970). Trachytiinilasi muuttuu helposti zeoliitiksi Oloronge-vuoteissa (Pleistoseeni) ja High Magadi-vuoteissa (Holoseeni) emäksisissä lacustrine-kerrostumissa Magadijärven alueella Keniassa (Surdam ja Eugster 1976). Erioniitti on ensisijainen muutostuote, jonka pieniä liitännäisfaaseja ovat chabatsiitti, klinoptiloliitti, mordeniitti ja phillipsiitti. Ajan myötä nämä varhain muodostuneet vaiheet korvautuvat analsiimilla.
maa-ja pintaesiintymät. Chabatsiittia esiintyy joissakin maaperissä, jotka ovat kehittyneet zeoliittia sisältävistä lähtöaineista (Ming ja Boettinger 2001), erityisesti kuivissa ympäristöissä. Raportoituja esiintymiä on Olduvian rotkon läheisyydessä Tansaniassa (Hay 1970, 1978)ja Wrightin laaksossa Etelämantereella (Gibson et al. 1983).
Hydrologisesti avoimet systeemit. Maanpäälliset pyroklastisten roskien, erityisesti tephra-ja ignimbrite-yksiköiden, kasautumat voivat muuttua zeoliittien tuottamiseksi. Koska zeoliitit syntyvät suurelta osin reaktioista virtaavan vadoosin ja pohjaveden kanssa, tällaista prosessia kutsutaan hydrologisesti avoimeksi muutokseksi (Hay and Sheppard 1977 and Sheppard and Hay 2001).Keski-Italiassa monet pyroklastiset esiintymät ovat muuttuneet zeoliittisiksi, lähinnä chabatsiitti-Ca, chabatsiitti-K ja phillipsiitti. Osa zeoliittisista yksiköistä on kymmeniä metrejä paksuja ja sisältää jopa 80% zeoliittia, minkä vuoksi niillä on taloudellista merkitystä. Näiden esiintymien mineralogiasta on julkaistu useita tutkielmia zeoliittien löytymisen jälkeen. Uudempia, jotka sisältävät kemiallisia analyysejä ovat Sersale (1978), Gottardi ja Obradovic (1978), Passaglia ja Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de ’ Gennaro et al. (1995), ja de ’ Gennaro et al. (2000). Pyroklastiset yksiköt sijaitsivat pyroklastisina virtauksina, tuhkaputoamisina ja mutavirtauksina. Emomaagojen koostumukset ovat potaskalaisia ja vaihtelevat basaniitista fonoliittiin ja trakyyttiin. Vaikka kivilajeja ja alkuperää on paljon, authigeeniset mineraalit ovat rajallisia. Chabatsiitti ja phillipsiitti ovat selvästi runsaimpia zeoliitteja, ja molempien zeoliittien koostumusalue on rajallinen. Chabatsiitille Ca ja K ovat hallitsevia ei-kehyskationeja, ja TSi on välillä 0,65-0,75. Zeolitaation laajuuden ja jakauman vaihtelu on johtanut parageneesin useisiin eri tulkintoihin.Passaglia ym. (1990) vertaa chabatsiitin ja phillipsiitin koostumuksia lähtöainelasiin ja harkitse kahdenlaisia reaktioita: a) hydrologisesti avoimia järjestelmiä, joissa neutraalin meteorisen veden lähellä saadaan chabatsiittia ja phillipsiittiä si/Al-Ja ei-framework-kationeilla, jotka ovat samanlaisia kuin lähtöainelasi, ja b) lievästi emäksisiä, suolaisia vesiä meriympäristöissä, jotka tuottavat zeoliittejä, joiden Na-pitoisuus on suurempi riippumatta lähtöainelasin koostumuksesta.Tufo litoide a scorie nere on erottuva ignimbrite alttiina ympärillä järvien Bolsena, Vico, ja Bracciano Latium alueella Pohjois-Rooma. Sen paksuus vaihtelee muutamasta metristä 80 metriin, ja se muuttuu lähes kaikkialla chabatsiitiksi (Lenzi ja Passaglia 1974). Zeoliittisen muutoksen puuttuminen samasta vulkaanisesta sekvenssistä peräisin olevista putoavista tuffikerroksista viittaa siihen, että ignimbriitissä on jotain sellaista, joka tekee sen alttiiksi zeolitaatioprosessille. Ehdotettua mekanismia on kutsuttu” geoautoklaaviksi”, jossa ignimbriitin ajatellaan vangitsevan pintaveden emplacationin aikana aloittaen zeolitaation jäähdytyksen aikana. Langella et al. (2001).Tufo lionaton paljastuminen Rooman kaakkoispuolella osoittaa epätasaista zeoliittijakaumaa ja vaihtelevat koostumukset viittaavat muutokseen hydrologisesti avoimessa järjestelmässä. Muita esimerkkejä Tuff runsaasti chabatsiitti kehitetty avoimissa järjestelmissä ovat laharic yksiköt Roccamonfina tulivuori (Napolin länsipuolella), tuhkan virtaus tuff purkautui 30 ka Campanian alueella, ja Ercolano tuff purkautui vesvius 79 jKr Passaglia et al. (1990) viittaavat siihen, että näitä ja vastaavia yksiköitä muutettiin lähellä maanpintaa. De ’ Gennaro ja Franco (1988) katsovat muodostumislämpötilojen olleen lähellä 100°C: ta tuffiyksiköiden sijoittumislämpötilan perusteella ja havainnon perusteella, että reaktiot voivat korreloida featomagmaattisten purkausten tuottaman Tuffin kanssa (ks.alla). Esimerkkejä meriveden vaikutuksesta autigeenisiin reaktioihin ovat vivaran saaren (Campania) ja palagonian lähellä (Etelä-Sisilia) sijaitsevat hyaloklastiitit. Chabatsiitti-Na kehittyi Vivarassa ja chabatsiitti-Ca palagoniassa (Passaglia et al. 1990).Useat zeoliittijakauman piirteet Napolin keltaisessa Tuffissa lähellä Napolia Italiassa, cause de ’ Gennero et al. (2000) ehdottaa hydrologisesti avoimen järjestelmän muutosta poikkeavaa alkuperää. Tuff sai alkunsa läheisestä Campi Flegrein kalderasta 12 000 vuotta sitten. Laaja zeoliittinen muutos on tapahtunut paloissa lähellä Tuffin keskikohtaa ja pienenee kohti ylä -, ala-ja etäisyyttä lähteestä. Alkali-trakytiinilasi muuttuu phillipsiitti-K: ksi, chabatsiitti-K: ksi ja analsiimiksi. De ’ Gennero ym. (2000) ehdottaa, että tuff kerrostui phreatomagmaattinen purkauksia, ja zeoliittinen muutos tapahtui niissä osissa tuff lähellä lähde caldera, jossa jäännöslämpö ja kosteus voidaan vangita ja pitää. Tämä prosessi muistuttaa ”geoautoklaavin” mekanismia, jossa muutos zeoliitiksi tapahtuu pyroklastisen esiintymän alkujäähdytyksen aikana.Autigeeninen chabatsiitti esiintyy Sirius-ryhmän diamiktiitin huokostilojen sivuille kiinnittyneinä rhombeina, Pöytävuorina, kuivina Laaksoina, Etelämantereena. Dickinson and Grapes (1997) esittää, että chabatsiitti kasvoi suolakalvossa jään sulaessa.
Syvä Merisedimentti. Autigeenisiä zeoliitteja esiintyy useimmissa poraytimissä syvänmeren sedimenteistä kaikissa valtamerissä. Phillipsiitti ja klinoptiloliitti ovat ylivoimaisesti yleisimpiä, ja chabatsiittia esiintyy vain harvoin. Yksi tällainen esiintyminen on Varhaiskeskiaikaan mioseeni vulkaaninen hiekkakivi ja konglomeraatti reiästä 841 (jalka 135 Ocean Drilling Program) Tonga kaivannon marginaali, lounainen Tyynimeri (Vitali et al. 1995). Noin 500 metrin syvyydessä merenpohjan alapuolella esiintyy erioniitin ja heulandiitin kanssa tuntematonta chabatsiittia. Suuri osa ytimestä sisältää phillipsiittiä ylimmässä 250 m: ssä ja analsiimia 250-470 m: n välillä kasvaen vastauksena useiden basalttisten andesiittisiilien lämpövaikutuksiin.
diageneesi kaarilähteistä peräisin olevasta merisedimentistä. Chabatsiitti ei kuulu diageneettisiin tuotteisiin useimmissa vulkaanisissa sedimenteissä saarikaarien lähellä. Uuden-Seelannin Pohjoissaarella sijaitsevan Mioseenin Waitemata-ryhmän ohuet, vitriiniset tuffisängyt ovat kuitenkin lähes kokonaan korvautuneet chabatsiitilla (Sameshima 1978). Aucklandin kaupungin alueella sijaitsevat Takapuna Beach ja Karake Bay. Chabatsiittia on myös tuffissa Kaiparan seudulta ja Parnell Gritistä Aucklandista. Nämä yksiköt sisältyvät flysch sekvenssi, ja paksuus koko Waitemata ryhmä on noin 1000 m. ilman todisteita päällä sedimentin, lämpöä ajaa autigenic korvaaminen oletetaan olevan laajalle levinnyt kuuma keväällä toimintaa (Sameshima 1978).
hyvin matala-asteinen metamorfismi ja zeoliittiset ilmiöt. Yleisiä mineraaleja hautametamorfismin kehittämässä zeoliittifunktiossa ovat laumontiitti ja analsiimi. Chabatsiittia esiintyy harvoin, ja siellä missä sitä esiintyy, se on enimmäkseen heikosti metamorfoituneissa basalttisissa kivissä, kuten merenpohjan tyynylaavoissa tai patoaltaissa, eikä vulkaanisessa sedimentissä. Metamorfoitunut Horokanai-Ophioliitti asutettiin tektonisesti Kamuikotanin vyöhykkeelle Hokkaidōon Japaniin. Prograde-metamorfismi on tuottanut neljä mineraalivyöhykettä, jotka vaihtelevat zeoliittista granuliittivyöhykkeisiin (Ishizuka 1985). Zeoliittivyöhyke, joka vaikuttaa lähinnä tyynylaavoihin, jakautuu kolmeen subzoniin, joiden keskeisimmät mineraalit ovat chabatsiitti, laumontiitti ja wairakiitti. Chabatsiittisubsonin assemblaasit ovat kloriitti+chabatsiitti+ analsiimi+thomsoniitti ja kloriitti+chabatsiitti+analsiimi+stilbiitti. Seuraava korkeampi subzone sisältää tyypillisesti laumontiittia sisältäviä assemblaaseja. Chabatsiittilajia ei ole määritetty, mutta se on todennäköisesti chabatsiitti-Ca. Ishizuka (1985) tulkitsee hyvin matalapaineen, merenpohjan metamorfismin kautta syntyneitä kokoonpanoja. Samanlaisesta asetelmasta Liou (1979) kertoo chabatsiitin olevan zeoliittien kokoonpanossa täyttämässä suonia ja mantelitumakkeiden onteloita Itä-Taiwanin ophioliitin tyynylavoissa. Muita ovat heulandiitti, laumontiitti ja thomsoniitti.
Diageneesi ja mafisten laavavirtojen matala-asteinen metamorfismi.
Chabatsiitti-Ca ja chabatsiitti-Na ovat yleisiä basalttisten kivien onkaloissa, tavallisimmin phillipsiittiin, gmeliniittiin, levyyn, analsiimiin ja heulandiittiin. Muutamia tunnettuja paikkakuntia ovat Itä-Islanti (Walker 1960), Färsaaret (Betz 1981), Antrimin kreivikunta, Pohjois-Irlanti (Walker 1951), Italia (Passaglia 1970), Melbournen Alue, Australia (Vince 1989), Nova Scotia, Kanada (Walker and Parsons 1922) ja Paterson, New Jersey, Yhdysvallat (Peters ja Peters 1978). Kaikkien näiden osalta chabatsiitin alkuperäehdoista ei ole juuri mitään tutkimuksia. Kuitenkin Itä-Islannissa Walker (1960) löysi chabatsiitin alueellista esiintymistä thomsoniitin kanssa ylimmällä zeoliittivyöhykkeellä oliviinibasalttivirtojen mantelitumakkeissa. Raja seuraavan alavyöhykkeen kanssa, jossa on analsiimia, kulkee virtausrajojen yli, mikä osoittaa zeoliittivyöhykkeiden muodostuneen kauan Laavujen purkautumisen ja jäähtymisen jälkeen. Kristmannsdóttirin ja Tómassonin (1978) tiivistämät lämpötilat, joissa samanlaisia on muodostunut Islannin geotermisillä alueilla, osoittavat, että chabatsiittia muodostuu todennäköisesti alle 70°C: n lämpötilassa.Diskon saarella ja Nuusuaqin niemimaalla Keski-Länsi-Grönlannissa paljastuneet paksut kohdat basalttista laavaa ilmentävät alueellisia heikkolaatuisia ja metamorfisia ja hydrotermisiä muutoksia (Neuhoff et al. 2006). Ylemmän paleoseenin laavamuodostuman alueellinen metamorfismi, Maligâtin muodostuma, tuotti varhaista sekoittunutta dioktaedris-trioktaedrista smektiittiä, jota seurasivat chabatsiitti ja thomsoniitti. Tämä sama assemblage jatkuu alla olevan Vaigat-muodostuman yläosiin, missä chabatsiitti-thomsoniitti-assemblage korvataan syvyydessä mafisten fyllosilikaattien, thomsoniitin, chabatsiitin, analsiimin, natroliitin ja gonnardiitin hallitsemalla kokoonpanolla.
hydrotermiset muutokset.
aktiiviset maalämpöjärjestelmät. Chabatsiittimineraaleja ei ole löydetty höyrykaivojen poraytimistä geotermisiltä alueilta, joita ylläpitävät piipitoiset vulkaaniset kivet, kuten Yellowstonen kansallispuisto Wyomingissa ja Wairakei Uudessa-Seelannissa. Islannin basalttisista kallioista on kuitenkin löydetty maalämpöalueilta chabatsiittia (laji tuntematon). Sitä esiintyy matalimmilla tasoilla Reykjavíkin, Thorlálshöfnin ja Akureyin lähellä sijaitsevissa matalan lämpötilan kentissä, jotka muodostuvat Alle 70°C: n lämpötilassa.se on harvinainen tai ilmoittamaton korkean lämpötilan kentistä, kuten Kraflasta (Kristmannsdóttir ja Tómasson 1978).
myöhäinen vaihe, deuterinen muutos. Chabatsiitti-Sr esiintyy ohuessa aegeriini-K-maasälpä pegmatiittileikkaavassa nefeliinissä ja nosean syeniitissä Lovozeron emäksisellä ylängöllä Suoluaiv-vuorella. Se yhdistetään analsiimiin, gonnardiittiin ja phillipsiittiin, vinogradoviittiin, låveniittiin ja seidozeriittiin (Pekov et al. 2000). Chabatsiitti-Na esiintyy myös joissakin miaroliittisissa onkaloissa pegmatiittialtaissa, esimerkiksi Mont Saint-Hilairessa Quebecissä (Horváth and Gault 1990) ja Ilímaussaqissa Grönlannissa (Petersen and Secher 1993).
Länsi-Unkarissa lähellä Bazsia sijaitsevan Prágan kukkulan karikás-tető-louhoksen basalttilouhoksista löydetyn chabatsiitti-Mg: n tulkitaan muodostuneen maasälvän ja vulkaanisen lasin hydrotermisessä muutoksessa suljetussa järjestelmässä, jossa on Mg-rikkaita liuoksia (Montagna et al. 2010).
murtumia ja onteloita graniittisessa gneississä. Chabatsiittimineraaleja esiintyy muutamissa muunlaisissa hydrotermisesti muuttuneissa kivilajeissa, kuten pegmatiittipatojen ydinalueella ja gneissin murroksissa. Monet paikkakunnat Sveitsissä, kuten gneissin saumoissa ja savukvartsissa alppihalkioisissa ympäristöissä schattig Wichelissä, Val Giuvissa, Tavetschissa ja Gibelsbachissa, lähellä Fieschiä, Sveitsissä (Stalder et al. 1973 ja Armbruster ym. 1994).