Connue à l’origine uniquement à partir de cavités dans les roches basaltiques, la chabazite a été largement trouvée dans les roches pyroclastiques altérées. Il remplace le tuf vitrique rhyolitique dans les lits lacustres des lacs salins et alcalins, ainsi que le tuf trachytique en Italie et dans d’autres endroits. Quelques occurrences rares, mais informatives, de chabazite, se produisent dans des roches basaltiques altérées dans des sédiments marins profonds des marges des tranchées, dans une altération peu profonde du basalte oreiller dans des séquences d’ophiolite, et des systèmes géothermiques hébergés dans du basalte. Le résumé qui suit est basé en grande partie sur Deer et al. (2004).
Diagenèse et métamorphisme funéraire des sédiments et des roches sédimentaires.
La chabazite a été découverte pour la première fois dans des roches sédimentaires par Hay (1964) dans du tuf et de l’argile tufeuse dans les gorges d’Olduvai, en Tanzanie. Depuis lors, la chabazite a été trouvée comme produit d’altération authigénique dans plusieurs types de roches sédimentaires: 1) en remplacement du tuf rhyolitique intercalé avec des sédiments lacustres dans l’ouest des États-Unis et au Kenya, ainsi qu’en Tanzanie; 2) en remplacement des lits de tuf rhyolitique dans la séquence marine de flysch comprenant le groupe de Waitemata, Île du Nord, Nouvelle-Zélande; 3) remplacement extensif de l’ignimbrite et du tuf phonolitiques à trachytiques en Italie, en Allemagne et dans les îles Canaries; et 4) dans la diamictite des vallées sèches, Antarctica.In accumulations terrestres de sédiments et de roches volcanoclastiques, les minéraux de chabazite sont des produits d’altération dans certains lits pyroclastiques dans les systèmes hydrologiquement fermés et dans le téphra et l’ignimbrite dans les systèmes hydrologiquement ouverts. La chabazite se forme tôt, généralement avec la phillipsite, remplaçant le verre ou poussant lorsque le verre se dissout dans l’eau interstitielle.
Systèmes hydrologiquement fermés – tuf dans les sédiments lacustres. Le tuf vitrique rhyolitique dans les séquences lacustres de nombreuses vallées intérieures de l’ouest des États-Unis, de l’Europe de l’Est, de la Turquie et d’autres localités a été remplacé par des zéolithes authigènes, de l’argile et du feldspath. La clinoptilolite et l’analcime sont les zéolithes les plus courantes se formant dans cet environnement, mais les minéraux de chabazite se trouvent dans de nombreuses localités, certaines en quantités économiquement importantes. Ce type d’occurrence de chabazite authigénique a été décrit pour la première fois par Gude et Sheppard (1966) et Sheppard et Gude (1969) à partir d’expositions dans la Formation de Barstow, dans le sud-est de la Californie, aux États-Unis. La formation de Barstow se compose de 1000 à 1300 m de roches fluviatiles et lacustres du Miocène plissées et fissurées, exposées dans les Mud Hills, au nord-ouest du comté de San Bernardino, en Californie. Cette séquence comprend plusieurs lits de tuf rhyolitique, dont cinq affleurent sur une grande partie de la zone d’exposition. Les minéraux remplaçant le tuf comprennent la chabazite, associée à la smectite, la clinoptilolite, l’érionite et l’analcime, et le feldspath potassique. Les faciès minéraux qui varient latéralement le long de la durée d’exposition sont a) du tuf zéolitique non analcimique, composé de clinoptilolite, de phillipsite, de chabazite, d’érionite et de mordénite en proportions variables, b) du tuf analcimique et c) du tuf riche en feldspath potassique. La chabazite varie de clairsemée à formant la majeure partie des lits. L’espèce est la chabazite-Na, qui se présente sous la forme d’agrégats de cristaux anèdres de 0,002 à 0,05 mm de diamètre.Des lits similaires contenant de la chabazite authigénique ont été décrits près de Bowie, dans le comté de Cochise (Sand et Regis, 1966), et dans la Formation Big Sandy du Pliocène, dans le comté de Mohave, en Arizona (Sheppard et Gude, 1973). Dans ce dernier gisement, la chabazite-K forme des lits presque monominéraux avec des étendues latérales de plusieurs centaines de mètres. Comme dans la Formation de Barstow, la chabazite est associée à la smectite, à la clinoptilolite et à l’érionite dans un faciès non analcimique. La chabazite n’a pas été reconnue en association avec l’opale ou la mordénite. Il se présente sous la forme d’agrégats de cristaux équidimensionnels de 2 à 40 µm, et les formes de fragments précurseurs sont généralement évidentes. D’autres occurrences dans l’ouest des États-Unis sont les lits lacustres du Miocène près du lac Harney, au sud-est de l’Oregon. Ici, la chabazite se trouve principalement dans la partie sud du bassin et peut comprendre jusqu’à 70 % d’un lit tufeux (Sheppard, 1994). Le faciès lacustre du conglomérat de Gila, probablement d’âge Pliocène, près de Buckhorn, dans le comté de Grant, au Nouveau-Mexique, contient un tuf de chute principalement remplacé par des zéolithes. La chabazite-Ca est la principale zéolithe de la zone de marge du lac, la clinoptilolite et l’analcime étant les minéraux clés dans les deux zones intérieures suivantes (Gude et Sheppard, 1988). Dans les lits des lacs pliocènes du Nevada du gisement d’Eastgate, du comté de Churchill et du gisement de la rivière Reese, le comté d’Lander contient des lits de tuf remplacés principalement par de la clinoptilolite et de l’érionite, et des quantités moindres de chabazite (Papke, 1972). Des occurrences similaires de chabazite ont été décrites par Hay (1964 et 1970) dans les gorges d’Olduvai, en Tanzanie. Les trois lithofacies composant les dépôts du Pléistocène dans la gorge d’Olduvai sont des dépôts lacustres, des dépôts en marge des lacs et des dépôts alluviaux. La chabazite-Na, associée à l’analcime et à la phillipsite-Na, se rencontre le plus abondamment dans les veines minces coupant la pierre argileuse alluviale et remplaçant le tuf trachytique intercalé. Les sédiments alluviaux ont réagi avec des fluides poreux chimiquement similaires à ceux des lacs salins et alcalins. Dans le climat chaud et aride, les fluides du sol deviennent salins et alcalins par pompage évaporatif et produisent des produits diagénétiques similaires (Hay, 1970). Le verre trachytique s’est facilement transformé en zéolithes dans les dépôts lacustres alcalins des lits d’Oloronge (Pléistocène) et des lits de Magadi (Holocène) dans la région du lac Magadi, au Kenya (Surdam et Eugster, 1976). L’érionite est le principal produit d’altération, avec la chabazite, la clinoptilolite, la mordénite et la phillipsite comme phases associées mineures. Au fil du temps, ces premières phases formées sont remplacées par l’analcime.
Dépôts de sol et de surface. La chabazite est présente dans certains sols, développés à partir de matériaux parents contenant de la zéolite (Ming et Boettinger, 2001), en particulier dans les milieux arides. Les occurrences signalées se trouvent dans les environs de la gorge d’Olduvia, en Tanzanie (Hay, 1970, 1978) et dans la vallée de Wright, en Antarctique (Gibson et al. 1983).
Systèmes ouverts hydrologiquement. Les accumulations terrestres de débris pyroclastiques, en particulier les unités tephra et ignimbrite, peuvent se modifier pour produire des zéolithes. Étant donné que les zéolithes proviennent en grande partie de réactions avec le vadose traversant et les eaux souterraines, ce type de processus est appelé altération hydrologique ouverte (Hay et Sheppard 1977 et Sheppard et Hay 2001).En Italie centrale, de nombreux gisements pyroclastiques ont été modifiés en zéolithe, principalement en chabazite-Ca, chabazite-K et phillipsite. Certaines des unités zéolithiques ont des dizaines de mètres d’épaisseur et contiennent jusqu’à 80% de zéolithe, et ont donc une importance économique. La minéralogie de ces gisements a fait l’objet de nombreux articles suite à la découverte initiale des zéolithes. Les analyses chimiques les plus récentes sont celles de Sersale (1978), Gottardi et Obradovic (1978), Passaglia et Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), De’Gennaro et coll. (1995), et De’Gennaro et coll. (2000). Les unités pyroclastiques ont été mises en place sous forme de coulées pyroclastiques, de chutes de cendres et de coulées de boue. Les compositions des magmas parents sont potassiques et vont de la basanite à la phonolite et au trachyte. Même avec cette variété de types de roches et d’origine, les types de minéraux authigènes sont limités. La chabazite et la phillipsite sont de loin les zéolithes les plus abondantes, et la gamme de composition des deux zéolithes est limitée. Pour la chabazite, Ca et K sont des cations non-cadres dominants, et TSi est compris entre 0,65 et 0,75. La variation de l’étendue et de la distribution de la zéolitisation a donné lieu à plusieurs interprétations différentes de la paragenèse.Passaglia et coll. (1990) comparent les compositions de chabazite et de phillipsite avec le verre parent, et considèrent deux types de réactions: a) des systèmes hydrologiquement ouverts dans lesquels de l’eau météorique presque neutre donne de la chabazite et de la phillipsite avec des cations Si / Al et non-cadre similaires au verre parent, et b) des eaux salines légèrement alcalines dans des environnements marins qui produisent des zéolithes avec des teneurs en Na plus élevées quelle que soit la composition du verre parent.Le tufo litoide a scorie nere est une ignimbrite distinctive exposée dans la région autour des lacs de Bolsena, Vico et Bracciano dans la région du Latium au nord de Rome. Elle varie de quelques mètres à 80 m d’épaisseur, et est presque partout modifiée en chabazite (Lenzi et Passaglia 1974). L’absence d’altération zéolitique des lits de tuf de chute de la même séquence volcanique suggère que quelque chose à propos de l’ignimbrite la rend sensible au processus de zéolitisation. Le mécanisme proposé a été appelé « géoautoclave », dans lequel on pense que l’ignimbrite emprisonne l’eau de surface lors de la mise en place, amorçant la zéolitisation lors du refroidissement. Un examen du mécanisme et des difficultés inhérentes est fourni par Langella et coll. (2001).Le tufo lionato exposé au sud-est de Rome montre une distribution inégale de la zéolite et des compositions variables suggèrent une altération dans un système hydrologiquement ouvert. D’autres exemples de tuf avec une chabazite abondante développée dans des systèmes ouverts sont les unités lahariques du volcan Roccamonfina (à l’ouest de Naples), le tuf à flux de cendres a éclaté de 30 ka dans la région campanienne, et le tuf Ercolano a éclaté du Vésve 79 A.D. Passaglia et al. (1990) suggèrent que ces unités et des unités similaires ont été modifiées dans des conditions proches de la surface. De’Gennaro et Franco (1988) considèrent que les températures de formation ont été proches de 100 °C, sur la base de la température de mise en place des unités de tuf et de l’observation que les réactions peuvent être corrélées au tuf produit par les éruptions phéatomagmatiques (voir ci-dessous). Des exemples de l’influence de l’eau de mer sur les réactions authigéniques sont les hyaloclastites de l’île de Vivara (Campanie) et près de la Palagonie (sud de la Sicile). La chabazite-Na s’est développée à Vivara, et la chabazite-Ca, en Palagonie (Passaglia et al. 1990).Plusieurs aspects de la distribution de la zéolite dans le Tuf jaune napolitain, près de Naples, en Italie, sont à l’origine de De’Gennero et al. (2000) proposent une origine différente de l’altération hydrologique du système ouvert. Le tuf provient de la caldeira voisine de Campi Flegrei il y a 12 000 ans. Une altération zéolitique importante s’est produite dans les gousses près du milieu du tuf, et diminue vers le haut, le bas et la distance de la source. Le verre alcalino-trachytique est altéré en phillipsite-K, chabazite-K et analcime. De’Gennero et coll. (2000) proposent que le tuf a été déposé à partir d’éruptions phréatomagmatiques et que des altérations zéolithiques se sont produites dans les parties du tuf situées près de la caldeira source, où la chaleur et l’humidité résiduelles pourraient être piégées et retenues. Ce processus est similaire au mécanisme « géoautoclave », dans lequel l’altération en zéolithe se produit lors du refroidissement initial du dépôt pyroclastique.La chabazite authigénique se présente sous forme de losanges attachés aux côtés des espaces poreux de la diamictite du groupe de Sirius, de la Montagne de la Table, des Vallées sèches, de l’Antarctique. Dickinson et Grapes (1997) suggèrent que la chabazite a poussé dans un film de saumure lorsque la glace fond.
Sédiments marins profonds. Les zéolithes authigènes se trouvent dans la plupart des carottes de forage des sédiments marins profonds de tous les océans. La phillipsite et la clinoptilolite sont de loin les plus courantes, et la chabazite ne se produit que rarement. L’une de ces occurrences se trouve dans le grès volcanique et le conglomérat du début du Miocène moyen provenant du trou 841 (Jambe 135 du Programme de forage océanique) dans la marge de la tranchée des Tonga, dans le Sud-Ouest de l’océan Pacifique (Vitali et al. 1995). À des profondeurs d’environ 500 m sous le fond marin, la chabazite de composition inconnue se rencontre avec l’érionite et l’heulandite. Une grande partie du noyau contient de la phillipsite dans les 250 m les plus élevés, et de l’analcime entre 250 et 470 m qui croît en réponse aux effets thermiques de plusieurs filons-couches d’andésite basaltique.
Diagenèse de sédiments marins à partir de terrains sources d’arc. La chabazite n’est pas un composant des produits diagénétiques dans la plupart des sédiments volcanoclastiques près des arcs insulaires. Cependant, de minces lits de tuf vitrique dans le groupe de Waitemata du Miocène, dans l’île du Nord, en Nouvelle-Zélande, sont presque complètement remplacés par de la chabazite (Sameshima, 1978). Les expositions sont à la plage de Takapuna et à la baie de Karake, toutes deux dans la région d’Auckland. Chabazite est également dans les lits de tuf de la région de Kaipara et de Parnell Grit, Auckland. Ces unités sont incluses dans une séquence de flysch, et l’épaisseur de l’ensemble du groupe de Waitemata est d’environ 1000 m. Sans preuve de sédiment sus-jacent, la chaleur pour entraîner le remplacement authigénique est supposée provenir d’une activité de source chaude étendue (Sameshima, 1978).
Métamorphisme de très faible teneur et faciès zéolithiques. Les minéraux communs dans les faciès zéolithiques développés par métamorphisme funéraire sont la laumontite et l’analcime. La chabazite se produit rarement, et là où elle se produit, c’est principalement dans des roches basaltiques faiblement métamorphisées, telles que des laves ou des digues de fond marin, plutôt que dans des sédiments volcanoclastiques. L’ophiolite métamorphisée d’Horokanai a été mise en place tectoniquement dans la zone de Kamuikotan, à Hokkaido, au Japon. Le métamorphisme prograde a produit quatre zones de faciès minéraux, allant du faciès zéolite au faciès granulite (Ishizuka, 1985). La zone de zéolithe, affectant principalement les laves en oreiller, est divisée en trois sous-zones avec les minéraux clés, la chabazite, la laumontite et la wairakite, respectivement. Les assemblages de la sous-zone de chabazite sont la chlorite + chabazite + analcime + thomsonite et la chlorite + chabazite + analcime + stilbite. La sous-zone supérieure suivante contient généralement des assemblages porteurs de laumontite. L’espèce de chabazite n’a pas été déterminée, mais il est probable qu’elle soit chabazite-Ca. Ishizuka (1985) interprète les assemblages issus du métamorphisme des fonds marins à très basse pression. À partir d’un cadre similaire, Liou (1979) rapporte la chabazite dans l’assemblage de zéolithes remplissant les veines et les cavités amygdaloïdales dans les laves oreiller de l’ophiolite de l’Est de Taiwan. D’autres sont l’heulandite, la laumontite et la thomsonite.
Diagenèse et métamorphisme à faible teneur des coulées de lave mafiques.
La chabazite-Ca et la chabazite-Na sont communes dans les cavités des roches basaltiques, le plus souvent associées à la phillipsite, à la gmélinite, à la lévyne, à l’analcime et à l’heulandite. Quelques-unes des nombreuses localités bien connues se trouvent dans l’est de l’Islande (Walker, 1960), aux îles Féroé (Betz, 1981), dans le comté d’Antrim, en Irlande du Nord (Walker, 1951), en Italie (Passaglia, 1970), dans la région de Melbourne, en Australie (Vince, 1989), en Nouvelle-Écosse, au Canada (Walker et Parsons, 1922) et à Paterson, dans le New Jersey, aux États-Unis (Peters et Peters, 1978). Pour tous ces éléments, il n’existe presque aucune étude sur les conditions d’origine de la chabazite. Cependant, dans l’est de l’Islande, Walker (1960) a constaté une présence régionale de chabazite avec de la thomsonite dans la zone la plus haute des zéolithes dans les amygdales des coulées de basalte à olivine. La limite avec la zone inférieure suivante avec analcime coupe les limites d’écoulement, montrant que les zones de zéolithe se sont formées longtemps après l’éruption et le refroidissement des laves. Les températures auxquelles des similaires se sont formés dans les zones géothermiques d’Islande, résumées par Kristmannsdóttir et Tómasson (1978), indiquent que la chabazite se forme probablement à des températures inférieures à 70 ° C. Les sections épaisses de lave basaltique exposées sur l’île de Disko et la péninsule de Nuussuaq, au centre-Ouest du Groenland, présentent des effets régionaux de faible teneur et de métamorphisme et d’altération hydrothermale (Neuhoff et al. 2006). Le métamorphisme régional de la formation de lave du Paléocène supérieur, la Formation de Maligât, a produit une smectite mixte dioctaédrique–trioctaédrique précoce suivie de chabazite et de thomsonite. Ce même assemblage persiste dans les parties supérieures de la Formation de Vaigat sous–jacente, où l’assemblage chabazite-thomsonite est remplacé en profondeur par un assemblage dominé par des phyllosilicates mafiques, de la thomsonite, de la chabazite, de l’analcime, de la natrolite et de la gonnardite.
Altération hydrothermale.
Systèmes géothermiques actifs. Les minéraux de Chabazite n’ont pas été trouvés dans des carottes de forage de puits de vapeur dans des zones géothermiques hébergées par des roches volcaniques siliciques, telles que le parc national de Yellowstone, dans le Wyoming, et Wairakei, en Nouvelle-Zélande. Cependant, la chabazite (espèce inconnue) a été trouvée dans les zones géothermiques des roches basaltiques d’Islande. Elle se rencontre dans les niveaux les moins profonds des champs à basse température près de Reykjavík, Thorlálshöfn et Akureyi, et se forme à des températures inférieures à environ 70 °C. Elle est rare ou non signalée dans les champs à haute température, comme Krafla (Kristmannsdóttir et Tómasson, 1978).
Stade tardif, altération deutérique. La chabazite-Sr se trouve dans une fine pegmatite égérine-K-feldspath coupant la néphéline et la syénite noséenne du massif alcalin de Lovozero à la montagne Suoluaiv. Elle est associée à l’analcime, à la gonnardite et à la phillipsite, à la vinogradovite, à la låvenite et à la seidozérite (Pekov et al. 2000). La chabazite-Na est également présente dans certaines cavités miarolitiques des digues de pegmatite, par exemple au Mont Saint-Hilaire, au Québec (Horváth et Gault, 1990) et à Ilímaussaq, au Groenland (Petersen et Secher, 1993).
La chabazite-Mg trouvée dans les cavités basaltiques de la carrière Karikás-tető de la colline de Prága près de Bazsi, dans l’ouest de la Hongrie, est interprétée comme s’étant formée par altération hydrothermale du feldspath et du verre volcanique, dans un système fermé avec des solutions riches en Mg (Montagna et al. 2010).
Fractures et cavités dans le gneiss granitique. Les minéraux de chabazite se trouvent dans quelques autres types de roches altérées hydrothermalement, comme dans la zone centrale des digues de pegmatite et l’altération le long des fractures dans les gneiss. De nombreuses localités en Suisse, comme dans les joints de gneiss et sur le quartz fumé dans les environnements de fentes alpines à Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch et Gibelsbach, près de Fiesch, en Suisse (Stalder et al. 1973 et Armbruster et al. 1994).