pierwotnie znany tylko z ubytków w skałach bazaltowych, chabazyt był szeroko spotykany w zmienionych skałach piroklastycznych. Zastępuje ryolityczny TUF witrynowy w złożach jeziornych z soli fizjologicznej, jezior alkalicznych, a także TUF trachityczny we Włoszech i innych miejscach. Niektóre rzadkie, ale pouczające, wystąpienia chabazytu występują w zmienionych skałach bazaltowych w głębokich osadach morskich marginesów wykopów, w płytkich zmianach bazaltu poduszkowego w sekwencjach ofiolitowych i systemach geotermalnych utrzymywanych w bazalcie. Poniższe podsumowanie opiera się w dużej mierze na Deer et al. (2004).
diageneza i Metamorfizm osadów i skał osadowych.
Chabazyt został po raz pierwszy odkryty w skałach osadowych przez siana (1964) w tufie i glinie tufowej w wąwozie Olduvai w Tanzanii. Od tego czasu chabazyt został znaleziony jako produkt zmiany authigenicznej w kilku rodzajach skał osadowych: 1) jako zastąpienie tufu ryolitycznego przeplatanego osadem lakustryńskim w zachodnich Stanach Zjednoczonych i Kenii, a także Tanzanii; 2) jako zastąpienie gniazd tufu ryolitycznego w morskiej sekwencji flysch obejmującej grupę Waitemata, Wyspa Północna, Nowa Zelandia; 3) rozległe zastąpienie fonolitu i tufu trachitycznego we Włoszech, Niemczech i na Wyspach Kanaryjskich; oraz 4) w dimiktycie suchych dolin, Antarctica.In ziemskie nagromadzenia osadów wulkanicznych i skał, minerały chabazytu są produktami zmian w niektórych złożach piroklastycznych w systemach hydrologicznie zamkniętych oraz w tefrze i ignimie w systemach hydrologicznie otwartych. Chabazyt tworzy się wcześnie, często z filipsytem, zastępując szkło lub rosnąc, gdy szkło rozpuszcza się w wodzie śródmiąższowej.
Systemy hydrologicznie zamknięte – TUF w osadach jeziornych. Ryolit, TUF witrynowy w sekwencjach lacustrine z wielu wewnętrznych dolin zachodnich Stanów Zjednoczonych, wschodniej Europy, Turcji i innych miejscowości zostały zastąpione authigenic zeolitów, gliny i skalenia. Klinoptylolit i analcym są najczęstszymi zeolitami tworzącymi się w tym środowisku, ale minerały chabazytu występują w wielu miejscowościach, niektóre w ważnych gospodarczo ilościach. Ten rodzaj występowania chabazytu po raz pierwszy opisali Gude i Sheppard (1966) oraz Sheppard i Gude (1969) z formacji Barstow w południowo-wschodniej Kalifornii w USA. Formacja Barstow składa się z 1000 do 1300 m pofałdowanych i sfałdowanych mioceńskich skał fluwialnych i lacustrine, odsłoniętych w Mud Hills w północno-zachodnim hrabstwie San Bernardino w Kalifornii. W tej sekwencji znajduje się kilka ryolitycznych gniazd tufu, z których pięć wyrasta na większą część obszaru ekspozycji. Minerały zastępujące TUF to chabazyt, związany ze smektytem, klinoptylolitem, erionitem i analcymem oraz skalenie potasowe. Frakcje mineralne, które różnią się poprzecznie wzdłuż długości ekspozycji, to a) nieanalcymiczny TUF zeolitowy, składający się z klinoptylolitu, filipsytu, chabazytu, erionitu i mordenitu w różnych proporcjach, b) TUF analcymiczny i C) TUF bogaty w skalenie potasowe. Chabazyt różni się od rzadkiego do tworzącego większą część łoża. Gatunkiem typowym jest chabazyt-Na, który występuje jako skupisko kryształów anhedralnych o średnicy od 0,002 do 0,05 mm.Podobne złoża z chabazytu authigenicznego opisano w pobliżu Bowie w hrabstwie Cochise (Sand and Regis 1966) oraz w Plioceńskiej formacji Big Sandy w hrabstwie Mohave w Arizonie (Sheppard and Gude 1973). W tym ostatnim złożu chabazyt-K tworzy niemal monomineraliczne złoża o rozpiętościach bocznych setek metrów. Podobnie jak w formacji Barstow, chabazyt związany jest ze smektytem, klinoptylolitem i erionitem w facjacie nieanalcymicznym. Chabazyt nie został rozpoznany w połączeniu z opalem lub mordenitem. Występuje jako skupisko równomiernych kryształów od 2 do 40 µm, a kształty odłamków prekursorowych są powszechnie widoczne. Inne występowanie w zachodnich Stanach Zjednoczonych to mioceńskie złoża lacustrine w pobliżu jeziora Harney Lake w południowo-wschodnim Oregonie. Chabazyt występuje tu głównie w południowej części Kotliny i może stanowić do 70% złoża tufowego (Sheppard 1994). Laustrine facies z konglomeratu Gila, prawdopodobnie z epoki pliocenu, w pobliżu Buckhorn, Grant County, Nowy Meksyk, zawiera wypadający TUF w większości zastąpiony przez zeolity. Chabazyt-Ca jest głównym zeolitem w strefie brzegowej jeziora, z klinoptylolitem i analcymem kluczowymi minerałami w kolejnych dwóch strefach wewnętrznych (Gude i Sheppard 1988). W plioceńskich jeziorach Nevady złoża Eastgate, Churchill County i Reese River złoża, Lander County zawierają złoża tufu zastąpione głównie przez klinoptylolit i erionit, a mniejsze ilości chabazytu (Papke 1972). Podobne występowanie chabazytu opisał Hay (1964 i 1970) w wąwozie Olduvai w Tanzanii. Trzy litofacies obejmujące złoża plejstoceńskie w wąwozie Olduvai to złoża jeziorowe, jeziorowe i aluwialne. Chabazyt-Na, związany z analcymem i phillipsytem-Na, występuje najobficiej w cienkich żyłach przecinających aluwialny kamień gliniasty i zastępujących interbedded trachytic tuff. Osad aluwialny reagował z płynami porowymi chemicznie podobnymi do tych z solankowych, alkalicznych jezior. W gorącym, suchym klimacie płyny glebowe stają się solne i alkaliczne poprzez pompowanie wyparne i wytwarzają podobne produkty diagenetyczne (Hay 1970). Szkło trachityczne łatwo zmienione na zeolity w złożach oloronge (plejstocen) i High Magadi (Holocen) alkalicznych osadów lacustrine w regionie Jeziora Magadi w Kenii (Surdam i Eugster 1976). Erionit jest podstawowym produktem zmian, z chabazytem, klinoptylolitem, mordenitem i filipsytem jako mniejszymi powiązanymi fazami. Z czasem te wczesne fazy są zastępowane przez analcime.
gleby i złoża powierzchniowe. Chabazyt występuje w niektórych glebach, wykształconych z materiałów macierzystych zawierających zeolit (Ming and Boettinger 2001), zwłaszcza w środowiskach suchych. Odnotowano występowanie w okolicach wąwozu Olduvia w Tanzanii (Hay 1970, 1978) i w Dolinie Wright na Antarktydzie (Gibson et al. 1983).
Ziemskie nagromadzenia piroklastycznych szczątków, zwłaszcza tefry i ignimbrite, mogą zmieniać się w celu wytworzenia zeolitów. Ponieważ zeolity powstają głównie w wyniku reakcji z przepływającymi wodami i wodami gruntowymi, ten rodzaj procesu nazywany jest hydrologicznie otwartymi zmianami (Hay and Sheppard 1977 i Sheppard and Hay 2001).W środkowych Włoszech wiele złóż piroklastycznych zostało przekształconych w zeolit, głównie chabazyt-Ca, chabazyt-K i filipsyt. Niektóre jednostki zeolitu mają kilkadziesiąt metrów grubości i zawierają do 80% zeolitu, a tym samym mają znaczenie gospodarcze. Mineralogia tych złóż była przedmiotem wielu prac po początkowym odkryciu zeolitów. Nowsze, które obejmują analizy chemiczne, to Sersale (1978), Gottardi and Obradovic (1978), Passaglia and Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de ’ Gennaro et al. (1995), oraz de ’ Gennaro et al. (2000). Jednostki piroklastyczne zostały umieszczone jako przepływy piroklastyczne, spadki popiołu i przepływy błota. Składy magm macierzystych są potasowe i wahają się od basanitu do fonolitu i trachitu. Nawet przy tej różnorodności rodzajów skał i pochodzenia, rodzaje minerałów authigenicznych są ograniczone. Chabazyt i filipsyt są zdecydowanie najliczniejszymi zeolitami, a zakres składu obu zeolitów jest ograniczony. Dla chabazytu CA I K są dominującymi kationami pozamałżeńskimi i mieści się w zakresie od 0,65 do 0,75. Zróżnicowanie w zakresie i rozkładzie zeolityzacji spowodowało kilka różnych interpretacji paragenezy.Passaglia et al. (1990) porównaj kompozycje chabazytu i filipsytu ze szkłem macierzystym i rozważ dwa rodzaje reakcji: a) hydrologicznie otwarte systemy, w których prawie neutralna woda meteorytowa daje chabazyt i filipsyt z Si/Al i kationami bezramowymi podobnymi do szkła macierzystego oraz b) lekko zasadowe, zasolone wody w środowiskach morskich, które dają zeolity o wyższej zawartości Na niezależnie od macierzystego składu szkła.Tufo litoide a scorie nere jest charakterystycznym ignimbrite eksponowanym w okolicy jezior Bolsena, Vico i Bracciano w regionie Lacjum na północ od Rzymu. Waha się od kilku metrów do 80 m grubości i jest prawie wszędzie zmieniony na chabazite (Lenzi and Passaglia 1974). Brak zmian zeolitycznych opadających tufów o tej samej sekwencji wulkanicznej sugeruje, że coś w ignimbrite czyni go podatnym na proces zeolityzacji. Zaproponowany mechanizm został nazwany „geoautoclave”, w którym uważa się, że ignimbrite zatrzymuje wodę powierzchniową podczas osadzania, rozpoczynając zeolityzację podczas chłodzenia. Przegląd mechanizmu i nieodłącznych trudności zapewnia Langella et al. (2001).Tufo lionato odsłonięty na południowy wschód od Rzymu wykazuje nierówny rozkład zeolitu, A zmienne składy sugerują zmiany w obrębie hydrologicznie otwartego systemu. Inne przykłady tufu z obfitym chabazytem rozwiniętym w systemach otwartych to jednostki laharic z wulkanu Roccamonfina (na zachód od Neapolu), TUF przepływowy popiołu wybuchł 30 ka w regionie Kampania, a TUF Ercolano wybuchł z Vesvius 79 A. D. Passaglia et al. (1990) sugerują, że te i podobne jednostki zostały zmienione w warunkach zbliżonych do powierzchni. De ’ Gennaro i Franco (1988) uważają, że temperatury formacji były bliskie 100°C, w oparciu o temperaturę umieszczania jednostek tufu i obserwację, że reakcje mogą być skorelowane z tufem wytwarzanym przez erupcje featomagmatyczne (patrz poniżej). Przykładami wpływu wody morskiej na reakcje authigeniczne są hialoklastydy Z Wyspy Vivara (Kampania) i w pobliżu Palagonii (Południowa Sycylia). Chabazyt-na rozwinął się w Vivara, a chabazyt-Ca, w Palagonii (Passaglia et al. 1990).Kilka aspektów dystrybucji zeolitu w neapolitańskim Żółtym tufie, w pobliżu Neapolu, Włochy, powodują de ’ Gennero et al. (2000) aby zaproponować pochodzenie odmienne od hydrologicznie otwartej zmiany układu. TUF pochodzi z pobliskiej kaldery Campi Flegrei 12 000 lat temu. Rozległe zmiany zeolitu wystąpiły w strąkach w pobliżu środka tufu i zmniejszają się w kierunku góry, dołu i odległości od źródła. Szkło alkaliczno-trachityczne zmienia się na phillipsite-K, chabazite-K i analcime. De ’ Gennero et al. (2000) zaproponuj, że tuff został zdeponowany z erupcji freatomagmatycznych, a zmiany zeolityczne wystąpiły w tych częściach tufu w pobliżu kaldery źródłowej, gdzie resztkowe ciepło i wilgoć mogły być uwięzione i utrzymywane. Proces ten jest podobny do mechanizmu „geoautoklawu”, w którym zmiana na zeolit zachodzi podczas wstępnego ochłodzenia złoża piroklastycznego.Chabazyt authigeniczny występuje jako romby przyczepione do boków przestrzeni porów dimiktytu z grupy Syriusza, Góry Stołowej, suchych dolin, Antarktydy. Dickinson and Grapes (1997) sugerują, że chabazyt rośnie w solance, gdy topi się lód.
Głębokie Osady Morskie. Zeolity authigeniczne występują w większości rdzeni wiertniczych z osadów głębinowych we wszystkich oceanach. Fillipsyt i klinoptylolit są zdecydowanie najczęstsze, a chabazyt występuje tylko rzadko. Jednym z takich przypadków jest wczesny środkowy mioceński piaskowiec wulkaniczny i konglomerat z otworu 841 (noga 135 programu wiercenia w oceanie) w marginesie rowu Tonga, Południowo-Zachodni Ocean Spokojny(Vitali et al. 1995). Na głębokości około 500 m poniżej dna morskiego występuje chabazyt o nieznanym składzie z erionitem i heulandytem. Znaczna część rdzenia zawiera fillipsyt na wysokości 250 m n. p. m., a analcime na wysokości 250-470 m rosnący w odpowiedzi na działanie termiczne kilku bazaltowych parapetów andezytu.
diageneza osadów morskich z terenów łukowych. Chabazyt nie jest składnikiem produktów diagenetycznych w większości osadów wulkanicznych w pobliżu łuków wyspowych. Jednak cienkie, witrynowe tufy w Mioceńskiej grupie Waitemata na Wyspie Północnej w Nowej Zelandii są prawie całkowicie zastąpione przez chabazyt (Sameshima 1978). Ekspozycja znajduje się w Takapuna Beach i Karake Bay w rejonie miasta Auckland. Chabazyt występuje również w tufach z regionu Kaipara oraz z Parnell Grit w Auckland. Jednostki te zalicza się do sekwencji flysch, a grubość całej grupy Waitemata wynosi około 1000 m. bez dowodów na pokrywanie się osadów, przypuszcza się, że ciepło do napędzania authigenic replacement pochodzi z szeroko rozprzestrzenionej aktywności gorących źródeł (Sameshima 1978).
bardzo niski Metamorfizm I facjaty zeolitu. Pospolitymi minerałami w facylitach zeolitowych powstałych w wyniku metamorfizmu Grobowego są laumont i analcym. Chabazyt występuje rzadko, a tam, gdzie występuje, występuje głównie w słabo metamorficznych skałach bazaltowych, takich jak lawy morskie lub wały, a nie w osadach wulkanicznych. Przeobrażony Ophiolit Horokanai został tektonicznie osadzony w strefie Kamuikotan, Hokkaido, Japonia. Metamorfizm progowy wytworzył cztery strefy facies mineralnych, od facies zeolitowych po facies granulatu (Ishizuka 1985). Strefa zeolitu, wpływająca głównie na lawy poduszkowe, podzielona jest na trzy subzony z kluczowymi minerałami, odpowiednio chabazytem, laumontytem i wairakitem. Do podgrupy chabazytu należą chloryt+chabazyt+ analcym+thomsonit oraz chloryt+chabazyt+analcym + stilbit. Następna wyższa Podstrefa zawiera zwykle zespoły łożysk laumontowych. Gatunek chabazytu nie został określony, ale prawdopodobnie jest to chabazyt-ok. Ishizuka (1985) interpretuje zespoły powstałe w wyniku bardzo niskociśnieniowego metamorfizmu dna oceanicznego. Z podobnego ustawienia Liou (1979) donosi o chabazycie w zbiorowisku zeolitów wypełniających żyły i jam amigdaloidalnych w lawach poduszkowych wschodniego Tajwanu ophiolitu. Inne to heulandyty, laumontyty i thomsonity.
diageneza i niskostopniowy Metamorfizm maficznych strumieni lawy.
Chabazyt-Ca i chabazyt-Na są powszechne w zagłębieniach skał bazaltowych, najczęściej związane z phillipsite, gmelinitem, levyne, analcime i heulanditem. Niektóre z wielu znanych miejscowości są we wschodniej Islandii (Walker 1960), Wyspy Owcze (Betz 1981), Hrabstwo Antrim w Irlandii Północnej (Walker 1951), Włochy (Passaglia 1970), Melbourne area, Australia (Vince 1989), Nowa Szkocja, Kanada (Walker and Parsons 1922) i Paterson, New Jersey, Stany Zjednoczone (Peters and Peters 1978). Dla wszystkich z nich nie ma prawie żadnych badań na temat warunków pochodzenia chabazytu. Jednak we wschodniej Islandii Walker (1960) stwierdził regionalne występowanie chabazytu z thomsonitem w górnej większości strefy zeolitów w migdałkach oliwinowych wypływów bazaltu. Granica z kolejną dolną strefą z analcime przecina granice przepływu, pokazując, że strefy zeolitowe powstały długo po erupcji i ochłodzeniu law. Temperatury, w których podobne uformowały się w obszarach geotermalnych Islandii, podsumowane przez Kristmannsdóttir i Tómasson (1978), wskazują, że chabazyt prawdopodobnie tworzy się w temperaturach poniżej 70°C. grube sekcje bazaltowej lawy odsłonięte na wyspie Disko i Półwyspie Nuussuaq, w centralnej zachodniej Grenlandii, wykazują efekty Regionalnego niskiego stopnia i metamorfizmu oraz zmian hydrotermalnych (Neuhoff et al. 2006). Regionalny Metamorfizm górnej formacji paleocenu, formacji Maligât, wytworzył wczesny mieszany smektyt dioktahedralowo-trioktahedralny, a następnie chabazyt i thomsonit. Ten sam asamblaż utrzymuje się w górnych partiach leżącej u podstaw formacji Vaigat, gdzie asamblaż chabazytowo–thomsonitowy zostaje zastąpiony na głębokości przez asamblaż zdominowany przez maficzny filokrzemian, thomsonit, chabazyt, analcym, natrolit i gonnardyt.
aktywne systemy geotermalne. Minerały chabazytu nie zostały znalezione w rdzeniu wiertniczym ze studni parowych w obszarach geotermalnych, w których znajdują się krzemionkowe skały wulkaniczne, takie jak Park Narodowy Yellowstone w Wyoming i Wairakei w Nowej Zelandii. Chabazyt (gatunek nieznany) został jednak znaleziony w obszarach geotermalnych w skałach bazaltowych Islandii. Występuje na najbardziej płytkich poziomach pól niskotemperaturowych w okolicach Reykjavíku, Thorlálshöfn i Akureyi, tworząc w temperaturach poniżej około 70°C. Jest Rzadki lub niezgłoszony z pól wysokotemperaturowych, takich jak Krafla (Kristmannsdóttir i Tómasson 1978).
późny etap, przeróbka deuteryczna. Chabazyt-Sr występuje w cienkim pegmatytach egerynowo-K-skaleniowych, przecinających nefelinę i sjenit nosowy w masywie Lovozero alkalicznym na górze Suoluaiv. Jest związany z analcime, gonnardite i phillipsite, winogradovite, låvenite i seidozerite(Pekov et al. 2000). Chabazyt-Na występuje również w niektórych jamach miarolitycznych w Grobli pegmatytowych, na przykład na Mont Saint-Hilaire w Quebecu (Horváth and Gault 1990) i na Ilímaussaq na Grenlandii (Petersen and Secher 1993).
chabazyt-Mg znaleziony w zagłębieniach bazaltowych kamieniołomu Karikás-tető na wzgórzu Prága w pobliżu Bazsi, w zachodnich Węgrzech, interpretuje się jako utworzony przez hydrotermalną zmianę skalenia i szkła wulkanicznego, w zamkniętym systemie z roztworami bogatymi w Mg (Montagna et al. 2010).
złamania i ubytki w gnejsie granitowym. Minerały chabazytowe występują w kilku innych rodzajach skał hydrotermalnie zmienionych, np. w strefie rdzeniowej grobli pegmatytowych i zmiany wzdłuż szczelin gnejsu. Wiele miejsc w Szwajcarii, takich jak w szwach w gnejsie i na kwarcu dymnym w środowiskach alpejskich w Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch i Gibelsbach, w pobliżu Fiesch w Szwajcarii (Stalder et al. 1973 i Armbruster et al. 1994).