Originariamente conosciuta solo da cavità nelle rocce basaltiche, la chabazite è stata ampiamente trovata in rocce piroclastiche alterate. Sostituisce il tufo vitrico riolitico in letti lacustri da laghi salini, alcalini, così come tufo trachitico in Italia e in altri luoghi. Alcuni rari, ma informativo, occorrenze di chabazite, si verificano in rocce basaltiche alterate in sedimenti marini profondi dei margini di trincea, in alterazione a livello superficiale di basalto cuscino in sequenze ofiolite, e sistemi geotermici ospitati in basalto. Il seguente riassunto si basa in gran parte su Deer et al. (2004).
Diagenesi e metamorfismo sepolcrale di sedimenti e rocce sedimentarie.
La chabazite fu scoperta per la prima volta nelle rocce sedimentarie da Hay (1964) in tufo e argilla tufacea nella gola di Olduvai, in Tanzania. Da quel momento la chabazite è stata trovata come prodotto di alterazione authigenic in diversi tipi di rocce sedimentarie: 1) come sostituzione del tufo riolitico interbeddato con sedimenti lacustri negli Stati Uniti occidentali e in Kenya, così come in Tanzania; 2) come sostituzione dei letti di tufo riolitico all’interno della sequenza marina, flysch comprendente il Waitemata Group, North Island, Nuova Zelanda; 3) sostituzione estensiva di ignimbrite fonolitica e tufo trachitico in Italia, Germania e Isole Canarie; e 4) in diamictite delle valli secche, Antarctica.In accumuli terrestri di sedimenti vulcanici e rocce, i minerali di chabazite sono prodotti di alterazione in alcuni letti piroclastici in sistemi idrologicamente chiusi e in tephra e ignimbrite in sistemi idrologicamente aperti. La chabazite si forma precocemente, comunemente con phillipsite, sostituendo il vetro o crescendo quando il vetro si dissolve in acqua interstiziale.
Sistemi idrologicamente chiusi – tufo in sedimenti lacustri. Il tufo riolitico e vitrico all’interno di sequenze lacustri provenienti da molte valli interne degli Stati Uniti occidentali, dell’Europa orientale, della Turchia e di altre località è stato sostituito da zeoliti authigeniche, argilla e feldspato. Clinoptilolite e analcime sono le zeoliti più comuni che si formano in questo ambiente, ma i minerali di chabazite si verificano in molte località, alcune in quantità economicamente importanti. Questo tipo di presenza di chabazite authigenica è stato descritto per la prima volta da Gude e Sheppard (1966) e Sheppard e Gude (1969) da esposizioni nella formazione Barstow nel sud-est della California, USA. La formazione Barstow è costituita da 1000 a 1300 m di rocce fluviatili e lacustri del Miocene piegate e fagliate, esposte nelle colline di fango, nella contea nord-occidentale di San Bernardino, in California. Inclusi in questa sequenza sono diversi letti di tufo riolitico, cinque dei quali affiorano in gran parte dell’area di esposizione. I minerali che sostituiscono il tufo includono la chabazite, associata a smectite, clinoptilolite, erionite e analcime e feldspato di potassio. Facies minerali che variano lateralmente lungo la lunghezza dell’esposizione sono a) tufo zeolitico non analcimico, costituito da clinoptilolite, phillipsite, chabazite, erionite e mordenite in proporzioni variabili, b) tufo analcimico e c) tufo ricco di feldspato di potassio. Chabazite varia da sparse a formare la maggior parte dei letti. La specie è chabazite-Na, che si presenta come aggregati di cristalli anedrali che sono da 0,002 a 0,05 mm di diametro.Letti simili con chabazite authigenica sono stati descritti vicino a Bowie, Contea di Cochise (Sand and Regis 1966), e nella formazione Big Sandy del Pliocene, Contea di Mohave, Arizona (Sheppard and Gude 1973). In quest’ultimo deposito chabazite-K forma letti quasi monomineralici con estensioni laterali di centinaia di metri. Come nella formazione di Barstow, la chabazite è associata a smectite, clinoptilolite ed erionite in una facies non analcimica. La chabazite non è stata riconosciuta in associazione con opale o mordenite. Si presenta come aggregati di cristalli equidimensionali da 2 a 40 µm e le forme di frammenti precursori sono comunemente evidenti. Alcuni altri eventi negli Stati Uniti occidentali sono i letti lacustri del Miocene vicino al lago Harney nell’Oregon sud-orientale. Qui la chabazite si verifica principalmente nella parte meridionale del bacino e può comprendere fino al 70% di un letto tufaceo (Sheppard 1994). La facies lacustre del conglomerato di Gila, forse di età pliocenica, vicino a Buckhorn, Contea di Grant, Nuovo Messico, contiene un tufo fall-out per lo più sostituito da zeoliti. La chabazite-Ca è la zeolite principale nella zona del margine del lago, con clinoptilolite e analcime i minerali chiave nelle prossime due zone interne (Gude e Sheppard 1988). Nel Nevada i letti dei laghi del Pliocene del deposito di Eastgate, della contea di Churchill e del deposito del fiume Reese, la contea di Lander contengono letti di tufo sostituiti principalmente da clinoptilolite ed erionite, e quantità minori di chabazite (Papke 1972). Episodi simili di chabazite sono stati descritti da Hay (1964 e 1970) a Olduvai Gorge, Tanzania. Le tre litofaccie che comprendono i depositi del Pleistocene nella gola di Olduvai sono depositi lacustri, depositi lacustri e depositi alluvionali. Chabazite-Na, associato con analcime e phillipsite-Na, si verifica più abbondantemente in vene sottili taglio argilloso alluvionale e sostituzione tufo trachitico interbedded. Il sedimento alluvionale ha reagito con fluidi porosi chimicamente simili a quelli dei laghi salini e alcalini. Nel clima caldo e arido i fluidi del suolo diventano salini e alcalini attraverso il pompaggio evaporativo e producono prodotti diagenetici simili (Hay 1970). Vetro trachitico facilmente alterato a zeoliti nei letti Oloronge (Pleistocene) e alti letti Magadi (Olocene) depositi lacustri alcalini nella regione del Lago Magadi, Kenya (Surdam e Eugster 1976). L’erionite è il prodotto principale di alterazione, con chabazite, clinoptilolite, mordenite e phillipsite come fasi associate minori. Nel tempo queste prime fasi formate sono sostituite da analcime.
Suolo e depositi superficiali. La chabazite si verifica in alcuni terreni, sviluppati da materiali progenitori portatori di zeolite (Ming e Boettinger 2001), specialmente in ambienti aridi. Eventi segnalati sono nelle vicinanze di Olduvia Gorge, Tanzania (Hay 1970, 1978) e nella valle di Wright in Antartide (Gibson et al. 1983).
Sistemi idrologicamente aperti. Accumuli terrestri di detriti piroclastici, in particolare unità di tephra e ignimbrite, possono alterarsi per produrre zeoliti. Poiché le zeoliti si verificano in gran parte da reazioni con vadose che scorre attraverso e acque sotterranee, questo tipo di processo è chiamato alterazione idrologicamente aperta (Hay and Sheppard 1977 e Sheppard and Hay 2001).In Italia centrale molti depositi piroclastici sono stati alterati in zeolite, principalmente chabazite-Ca, chabazite-K e phillipsite. Alcune unità zeolitiche hanno uno spessore di decine di metri e contengono fino all ‘ 80% di zeolite, e quindi hanno un’importanza economica. La mineralogia di questi depositi è stata oggetto di molti documenti dopo la scoperta iniziale delle zeoliti. Più recenti sono le analisi chimiche di Sersale (1978), Gottardi e Obradovic (1978), Passaglia e Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de’Gennaro et al. (1995), e de’Gennaro et al. (2000). Le unità piroclastiche sono state posizionate come flussi piroclastici, cascate di cenere e flussi di fango. Le composizioni dei magmi progenitori sono potassiche e vanno dalla basanite alla fonolite e alla trachite. Anche con questa varietà di tipi di roccia e di origine, i tipi di minerali authigenic sono limitati. Chabazite e phillipsite sono di gran lunga le zeoliti più abbondanti, e la gamma compositiva di entrambe le zeoliti è limitata. Per la chabazite Ca e K sono cationi non-quadro dominanti e la STi è compresa tra 0,65 e 0,75. La variazione nell’estensione e nella distribuzione della zeolitizzazione ha portato a diverse interpretazioni della paragenesi.Passaglia et al. (1990) confronta le composizioni di chabazite e phillipsite con il vetro genitore e considera due tipi di reazioni: a) sistemi idrologicamente aperti in cui vicino all’acqua meteorica neutra produce chabazite e phillipsite con cationi Si/Al e non-framework simili al vetro genitore, e b) acque leggermente alcaline e saline in ambienti marini che producono zeoliti con contenuti Na più elevati indipendentemente dalla composizioneIl tufo litoide a scorie nere è una caratteristica ignimbrite esposta nella zona intorno ai laghi di Bolsena, Vico e Bracciano nella regione Lazio a nord di Roma. Varia da pochi metri a 80 m di spessore, ed è quasi ovunque alterato in chabazite (Lenzi e Passaglia 1974). La mancanza di alterazione zeolitica dei letti di tufo fall-out della stessa sequenza vulcanica suggerisce che qualcosa circa l’ignimbrite che lo rende suscettibile al processo di zeolitizzazione. Il meccanismo proposto è stato chiamato “geoautoclave”, in cui si pensa che l’ignimbrite intrappoli l’acqua superficiale durante la collocazione, iniziando la zeolitizzazione durante il raffreddamento. Una revisione del meccanismo e delle difficoltà intrinseche è fornita da Langella et al. (2001).Tufo lionato esposto a sud-est di Roma mostra distribuzione irregolare zeolite e composizioni variabili suggerisce alterazione all ” interno di un sistema idrologicamente aperto. Altri esempi di tufo con abbondante chabazite sviluppato in sistemi aperti sono le unità laharic dal vulcano Roccamonfina (ovest di Napoli), il tufo flusso di cenere eruttato 30 ka nella regione campana, e il tufo Ercolano eruttato dal Vesuvio 79 d.C. Passaglia et al. (1990) suggeriscono che queste e simili unità sono state alterate in condizioni vicine alla superficie. De’Gennaro e Franco (1988) considerano le temperature di formazione vicine ai 100°C, in base alla temperatura di posizionamento delle unità tufacee e all’osservazione che le reazioni possono essere correlate al tufo prodotto da eruzioni featomagmatiche (vedi sotto). Esempi dell’influenza dell’acqua di mare sulle reazioni autigeniche sono le ialoclastiti dell’isola di Vivara (Campania) e vicino a Palagonia (Sicilia meridionale). La chabazite-Na si sviluppò a Vivara, e la chabazite-Ca, a Palagonia (Passaglia et al. 1990).Diversi aspetti della distribuzione della zeolite nel tufo giallo napoletano, vicino a Napoli, causano de’Gennero et al. (2000) proporre un’origine diversa dall’alterazione del sistema idrologicamente aperto. Il tufo ha avuto origine dalla vicina caldera dei Campi Flegrei 12.000 anni fa. Estesa alterazione zeolitica si è verificato in baccelli vicino al centro del tufo, e diminuisce verso l’alto, in basso, e la distanza dalla sorgente. Il vetro alcali-trachitico è alterato in phillipsite-K, chabazite-K e analcime. De’Gennero et al. (2000) propongono che il tufo sia stato depositato da eruzioni freatomagmatiche, e l’alterazione zeolitica si è verificata in quelle parti del tufo vicino alla caldera di origine, dove il calore residuo e l’umidità potrebbero essere intrappolati e trattenuti. Questo processo è simile al meccanismo “geoautoclave”, in cui l’alterazione a zeolite si verifica durante il raffreddamento iniziale del deposito piroclastico.La chabazite authigenica si presenta come rombi attaccati ai lati degli spazi dei pori della diamictite del Gruppo Sirius, Table Mountain, Dry Valleys, Antartide. Dickinson and Grapes (1997) suggerisce che la chabazite crescesse in un film di salamoia quando il ghiaccio si scioglie.
Sedimenti marini profondi. Zeoliti Authigenic si verificano nella maggior parte del nucleo di perforazione da sedimenti marini profondi in tutti gli oceani. La phillipsite e la clinoptilolite sono di gran lunga le più comuni e la chabazite si verifica solo raramente. Uno di questi eventi è in arenaria vulcanica del Miocene medio e conglomerato dal foro 841 (gamba 135 del programma di perforazione oceanica) nel margine della fossa di Tonga, nell’Oceano Pacifico sud-occidentale (Vitali et al. 1995). A profondità di circa 500 m al di sotto del fondo marino la chabazite di composizione sconosciuta si verifica con erionite e heulandite. Gran parte del nucleo contiene phillipsite nella parte superiore 250 m, e analcime tra 250 e 470 m cresce in risposta agli effetti termici di diversi davanzali basaltici andesite.
Diagenesi di sedimenti marini provenienti da terreni ad arco. La chabazite non è un componente dei prodotti diagenetici nella maggior parte dei sedimenti vulcaniclastici vicino agli archi dell’isola. Tuttavia, sottili letti di tufo vitrico nel Miocene Waitemata Group, North Island, Nuova Zelanda, sono quasi completamente sostituiti da chabazite (Sameshima 1978). Le esposizioni sono a Takapuna Beach e Karake Bay entrambi nella zona di Auckland City. Chabazite è anche nei letti di tufo dalla regione di Kaipara e da Parnell Grit, Auckland. Queste unità sono incluse in una sequenza di flysch e lo spessore dell’intero gruppo Waitemata è di circa 1000 m. Senza alcuna evidenza di sedimenti sovrastanti, si ipotizza che il calore per guidare la sostituzione authigenic provenga da un’ampia attività primaverile calda (Sameshima 1978).
Metamorfismo di bassissimo grado e facies di zeolite. Minerali comuni nella facies zeolite sviluppato da metamorfismo sepoltura sono laumontite e analcime. Chabazite si verifica raramente, e dove si verifica è per lo più in rocce basaltiche debolmente metamorfosi, come lave cuscino fondo marino o dighe, piuttosto che in sedimenti volcaniclastic. La metamorfosi ofiolite Horokanai è stato tettonicamente collocato nella zona Kamuikotan, Hokkaido, Giappone. Il metamorfismo del prograde ha prodotto quattro zone di facies minerali, che vanno dalla zeolite alla facies di granulite (Ishizuka 1985). La zona di zeolite, che colpisce principalmente lave cuscino, è diviso in tre sottozone con i minerali chiave, chabazite, laumontite, e wairakite, rispettivamente. Gli assemblaggi della sottozona chabazite sono clorite + chabazite + analcime + thomsonite e clorite + chabazite + analcime + stilbite. La successiva sottozona superiore contiene tipicamente assemblaggi di cuscinetti laumontiti. La specie chabazite non è stata determinata, ma è probabile che sia chabazite-Ca. Ishizuka (1985) interpreta gli assemblaggi originati dal metamorfismo oceanico a bassissima pressione. Da un ambiente simile Liou (1979) riporta chabazite nell’assemblaggio di zeoliti che riempiono vene e cavità amigdaloidali nelle lave a cuscino dell’ofiolite di Taiwan orientale. Altri sono heulandite, laumontite e thomsonite.
Diagenesi e metamorfismo di basso grado delle colate laviche mafiche.
La chabazite-Ca e la chabazite-Na sono comuni nelle cavità delle rocce basaltiche, più comunemente associate a phillipsite, gmelinite, levyne, analcime e heulandite. Alcune delle molte località ben note sono in Islanda orientale (Walker 1960), Isole Faroe (Betz 1981), Contea di Antrim, Irlanda del Nord (Walker 1951), Italia (Passaglia 1970), area di Melbourne, Australia (Vince 1989), Nuova Scozia, Canada (Walker e Parsons 1922), e Paterson, New Jersey, Stati Uniti (Peters e Peters 1978). Per tutti questi non ci sono quasi studi sulle condizioni di origine della chabazite. Tuttavia, in Islanda orientale Walker (1960) trovato presenza regionale di chabazite con thomsonite nella zona più alta di zeoliti in amigdole di flussi di basalto olivina. Il confine con la successiva zona inferiore con analcime taglia i confini del flusso, mostrando che le zone di zeolite si sono formate a lungo dopo l’eruzione e il raffreddamento delle lave. Le temperature alle quali simili si sono formate nelle aree geotermiche dell’Islanda, riassunte da Kristmannsdóttir e Tómasson (1978), indicano che la chabazite si forma probabilmente a temperature inferiori a 70°C. Le spesse sezioni di lava basaltica esposte sull’isola Disko e sulla penisola di Nuussuaq, nella Groenlandia centro-occidentale, mostrano gli effetti regionali di basso grado e metamorfismo e alterazione idrotermale (Neuhoff et al. 2006). Il metamorfismo regionale della formazione lavica del Paleocene superiore, la Formazione Maligât, ha prodotto una smectite diottaedrica-triottaedrica mista seguita da chabazite e thomsonite. Questo stesso assemblaggio persiste nelle porzioni superiori della sottostante Formazione Vaigat, dove l’assemblaggio di chabazite-thomsonite viene sostituito in profondità da un assemblaggio dominato da fillosilicati mafici, thomsonite, chabazite, analcime, natrolite e gonnardite.
Alterazione idrotermale.
Sistemi geotermici attivi. I minerali di chabazite non sono stati trovati nel nucleo di trivellazione da pozzi di vapore in aree geotermiche ospitate da rocce vulcaniche siliciche, come il Parco Nazionale di Yellowstone, Wyoming e Wairakei, Nuova Zelanda. Tuttavia, la chabazite (specie sconosciuta) è stata trovata nelle aree geotermiche nelle rocce basaltiche dell’Islanda. Si verifica nei livelli più bassi dei campi a bassa temperatura vicino a Reykjavík, Thorlálshöfn e Akureyi, formando a temperature inferiori a circa 70°C. È raro o non segnalato dai campi ad alta temperatura, come Krafla (Kristmannsdóttir e Tómasson 1978).
Stadio tardivo, alterazione deuterica. Chabazite-Sr si verifica in una sottile egerina-K-feldspato pegmatite taglio nefelina e sienite nosean del massiccio alcalino Lovozero a Suoluaiv Montagna. È associato con analcime, gonnardite e phillipsite, vinogradovite, låvenite e seidozerite (Pekov et al. 2000). La chabazite-Na si trova anche in alcune cavità miarolitiche nelle dighe pegmatitiche, ad esempio a Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth e Gault 1990) e a Ilímaussaq, Groenlandia (Petersen e Secher 1993).
La chabazite-Mg trovata nelle cavità basaltiche della cava Karikás-tető di Prága Hill vicino a Bazsi, nell’Ungheria occidentale, è interpretata come formata da alterazione idrotermale di feldspato e vetro vulcanico, in un sistema chiuso con soluzioni ricche di Mg (Montagna et al. 2010).
Fratture e cavità in gneiss granitico. I minerali di chabazite si verificano in alcuni altri tipi di rocce alterate idrotermalmente, come nella zona centrale delle dighe di pegmatite e l’alterazione lungo le fratture nello gneiss. Molte località in Svizzera, come nelle cuciture in gneiss e sul quarzo fumè in ambienti alpini a Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch e Gibelsbach, vicino a Fiesch, Svizzera (Stalder et al. 1973 e Armbruster et al. 1994).