originalmente conhecida apenas a partir de cavidades em rochas basálticas, chabazite tem sido amplamente encontrada em Rochas piroclásticas alteradas. Ele substitui tufo vitrico riolítico em leitos lacustres de lagos salinos, alcalinos, bem como tufo traquítico na Itália e em outros lugares. Algumas raras, mas informativas, ocorrências de chabazite, ocorrem em rochas basálticas alteradas em sedimentos marinhos profundos de margens de trincheiras, em alteração de Nível raso de basalto de almofadas em sequências ofiolite, e sistemas geotérmicos hospedados em basalto. O resumo a seguir é baseado em “Deer et al”. (2004).Diagénese e metamorfismo funerário de sedimentos e rochas sedimentares.
a Chabazita foi descoberta pela primeira vez em rochas sedimentares por feno (1964) em argila tufosa e tufosa no Desfiladeiro Olduvai, na Tanzânia. Desde essa época, chabazite foi encontrado um authigenic alteração de produto em vários tipos de rochas sedimentares: 1) como substituição de rhyolitic tufo interbedded com sedimentos lacustres no oeste dos estados unidos e Quênia, bem como a Tanzânia; 2) como substituição de rhyolitic tufo camas dentro da marinha, flysch sequência que compõem o Grupo de Waitemata, Ilha Norte, Nova Zelândia; 3) ampla de substituição de phonolitic para trachytic ignimbrito e tufo na Itália, Alemanha e Ilhas Canárias; e 4) no diamictite dos vales secos, na Antártida.No terrestre acumulações de volcaniclastic sedimentos e rocha, o chabazite os minerais de alteração de produtos em algumas piroclásticos camas em hidrologicamente sistemas fechados e em piroclásticas e ignimbrito em hidrologicamente sistemas abertos. Chabazita forma-se cedo, comumente com phillipsita, substituindo vidro ou crescendo como vidro se dissolve em água intersticial.
sistemas Hidrologicamente fechados-tufo em sedimentos lacustres. Rhyolitic, vitric tufo dentro lacustres sequências de muitos vales do interior do oeste dos EUA, da Europa oriental, Turquia, e em outras localidades foram substituídos por authigenic zeólitas, argila e feldspato. Clinoptilolite e analcime são os zeólitos mais comuns que se formam neste ambiente, mas os minerais chabazita ocorrem em muitas localidades, algumas em quantidades economicamente importantes. Este tipo de ocorrência de chabazite authigênica foi descrito pela primeira vez por Gude e Sheppard (1966) e Sheppard e Gude (1969) a partir de exposições na formação Barstow no sudeste da Califórnia, EUA. A formação Barstow consiste de 1000 a 1300 m de rochas dobradas e faultadas do Mioceno fluviatile e lacustrine, expostas nas Mud Hills, noroeste do Condado de San Bernardino, Califórnia. Incluídos nesta sequência estão vários tufos riolíticos, cinco dos quais se estendem por grande parte da área de exposição. Os minerais que substituem o tufo incluem a chabazita, associada com a esmectita, a clinoptilolita, a erionita e o analcime, e o feldspato de potássio. As facies minerais que variam lateralmente ao longo do comprimento da exposição são: a) tufo zeolítico não-analcístico, consistindo de clinoptilolite, phillipsita, chabazite, Eronite, e mordenita em proporções variáveis, B) tuff analcico, e c) tuff rico em feldspato de potássio. Chabazite varia de escasso a formar a maior proporção dos leitos. A espécie é chabazita-Na, que ocorre como agregados de cristais anédricos com 0,002 a 0,05 mm de diâmetro.Camas similares com chabazite authigênica foram descritas perto de Bowie, Cochise County (Sand e Regis 1966), e no Plioceno Big Sandy Formation, Mohave County, Arizona (Sheppard e Gude 1973). Neste último depósito chabazite-K forma leitos quase monominerálicos com extensões laterais de centenas de metros. Tal como na formação de Barstow, a chabazita está associada com a esmectita, a clinoptilolite e a erionite numa fácies não ananalcimicas. Chabazite não foi reconhecida em associação com opal ou mordenita. Ocorre como agregados de cristais equidimensionais de 2 a 40 µm, e formas precursoras de fragmentos são comumente evidentes. Algumas outras ocorrências no oeste dos Estados Unidos são os leitos lacustres do Mioceno perto do lago Harney, sudeste do Oregon. Aqui a chabazita ocorre principalmente na parte sul da bacia e pode compreender até 70% de uma cama tufácea (Sheppard 1994). As facies lacustres do conglomerado de Gila, possivelmente da Idade do Plioceno, perto de Buckhorn, Condado de Grant, Novo México, contém um tufo fall-out substituído principalmente por zeólitos. Chabazite-Ca é o principal zeólito na zona da margem do lago, com clinoptilolite e analcime os minerais chave nas duas próximas zonas interiores (Gude e Sheppard 1988). No Nevada Pliocene lake beds of the Eastgate Deposit, Churchill County and the Reese River Deposit, Lander County contain tuff beds replaced by mostly by clinoptilolite and Eronite, and lesser amounts of chabazite (Papke 1972). Ocorrências semelhantes de chabazita foram descritas por Hay (1964 e 1970) em Olduvai Gorge, Tanzânia. As três litofacias que compõem os depósitos Pleistocenos no Desfiladeiro de Olduvai são depósitos lacustres, depósitos de margem lacustre e depósitos aluviais. Chabazite-Na, associada com analcime e phillipsita-Na, ocorre mais abundantemente em veias finas cortando argila aluvial e substituindo o tufo traquítico interbedido. Os sedimentos aluviais reagiram com fluidos poros quimicamente semelhantes aos de lagos salinos alcalinos. No clima quente e árido, os fluidos do solo tornam-se salinos e alcalinos através do bombeamento por evaporação, e produzem produtos diagenéticos semelhantes (hay 1970). Vidro traquítico prontamente alterado para zeólitos nos leitos Oloronge (Pleistoceno) e leitos Magadi altos (Holoceno) depósitos lacustres alcalinos na região do lago Magadi, Quênia (Surdam e Eugster 1976). Erionite é o produto de alteração primária, com chabazite, clinoptilolite, mordenite e phillipsita como fases associadas menores. Ao longo do tempo, estas fases formadas precocemente são substituídas por analgésico.
solo e depósitos superficiais. O Chabazite ocorre em alguns solos, desenvolvidos a partir de materiais originais contendo zeólito (Ming e Boettinger 2001), especialmente em ambientes áridos. Ocorrências relatadas estão nas proximidades de Olduvia Gorge, Tanzânia (hay 1970, 1978) e no Vale Wright na Antártica (Gibson et al. 1983).
sistemas hidrológicos abertos. As acumulações terrestres de detritos piroclásticos, especialmente as unidades de tefra e ignimbrite, podem alterar-se para produzir zeólitos. Como os zeólitos ocorrem em grande parte a partir de reações com através de vadose fluindo e águas subterrâneas, este tipo de Processo é chamado de alteração hidrologicamente aberta (Hay e Sheppard 1977 e Sheppard e Hay 2001).No centro da Itália, muitos depósitos piroclásticos foram alterados para zeólito, principalmente chabazite-Ca, chabazite-K e phillipsite. Algumas das unidades zeolíticas são dezenas de metros de espessura e contêm até 80% de zeólito, e, assim, têm importância econômica. A mineralogia destes depósitos tem sido objeto de muitos trabalhos após a descoberta inicial dos zeólitos. Mais recentes que incluem análises químicas são por Sersale (1978), Gottardi e Obradovic (1978), Passaglia e Vezzalini (1985), Passaglia et al. (1990), de’Gennaro et al. (1995), and de’Gennaro et al. (2000). As unidades piroclásticas foram emplacadas como fluxos piroclásticos, quedas de cinzas e fluxos de lama. As composições dos magmas são potássicas e variam de basanita a fonolite e traquita. Mesmo com esta variedade de tipos de rochas e Origem, os tipos de minerais autigênicos são restritos. Chabazita e phillipsita são de longe os zeólitos mais abundantes, e a gama de composição de ambos os zeólitos é limitada. Para a CA e K de chabazite são catiões não-Quadro dominantes e a ETI situa-se entre 0,65 e 0,75. A variação na extensão e distribuição da zeolitização resultou em várias interpretações diferentes da paragênese.Passaglia et al. (1990), compare as composições de chabazite e phillipsite com o pai de vidro, e considerar dois tipos de reações: a) hidrologicamente sistemas abertos, em que perto de neutro de água meteórica rendimentos chabazite e phillipsite com Si/Al e não-enquadramento catiões semelhante ao pai de vidro, e b) levemente alcalina, salina águas em ambientes marinhos que resultam em zeólitos com maior Nd conteúdo independentemente do pai composição do vidro.O tufo litoide a scorie nere é um ignimbrite distinto exposto na área em torno dos lagos de Bolsena, Vico e Bracciano, na região do Lácio, ao norte de Roma. Varia de poucos metros a 80 metros de espessura, e é quase em toda parte alterada para chabazita (Lenzi e Passaglia 1974). A falta de alteração zeolítica dos tufos da mesma sequência vulcânica sugere que algo sobre o ignimbrite o torna suscetível ao processo de zeolitização. O mecanismo proposto tem sido chamado de “geoautoclave”, no qual se acredita que o ignimbrite retém a água de superfície durante a colocação, iniciando a zeolitização durante o resfriamento. A Langella et al procede a uma revisão do mecanismo e das dificuldades inerentes. (2001).Tufo lionato exposto a sudeste de Roma mostra distribuição desigual de zeólito e composições variáveis sugerem Alteração dentro de um sistema hidrológico aberto. Outros exemplos de tuff com abundante chabazita desenvolvidos em sistemas abertos são as unidades laharic do vulcão Roccamonfina (a oeste de Nápoles), o tuff de fluxo de cinzas entrou em erupção em 30 ka na região Campaniana, e o tuff de Ercolano entrou em erupção do Vesvius 79 A. D. Passaglia et al. (1990) sugerem que estas e unidades similares foram alteradas em condições próximas da superfície. De’Gennaro e Franco (1988) consideram que as temperaturas de formação foram próximas a 100°C, com base na temperatura de colocação das unidades do tuff e na observação de que as reações podem ser correlacionadas com o tuff produzido por erupções pheatomagmáticas (ver abaixo). Exemplos da influência da água do mar nas reações autigênicas são os hialoclastites da Ilha de Vivara (Campânia) e perto da Palagônia (Sul da Sicília). Chabazite-Na desenvolveu-se em Vivara, e chabazite-Ca, em Palagonia (Passaglia et al. 1990).Vários aspectos da distribuição do zeólito no Tuff Amarelo Napolitano, perto de Nápoles, Itália, cause de’Gennero et al. (2000) propor uma origem diferente da alteração do sistema hidrológico aberto. O tuff é originário da vizinha caldeira de Campi Flegrei há 12.000 anos. Grande alteração zeolítica ocorreu em vagens perto do meio do tuff, e diminui em direção ao topo, fundo, e distância da fonte. O vidro alkali-traquítico é alterado para phillipsite-K, chabazite-K, e analcime. De’Gennero et al. (2000) propõem que o tufo foi depositado a partir de phreatomagmatic erupções, e zeolitic alteração ocorreu nas partes do tufo perto da fonte caldeira, onde residual de calor e umidade, poderia ser preso e detido. Este processo é semelhante ao mecanismo geoautoclave, no qual a alteração ao zeólito ocorre durante o resfriamento inicial do depósito piroclástico.A chabazita autigênica ocorre como “rhombs” ligadas aos lados dos espaços poros de diamectita do Grupo Sirius, Montanha da mesa, vales secos, Antártica. Dickinson and Grapes (1997) suggest that the chabazite grew in a salmoura film when ice melts.
Sedimentos Marinhos Profundos. Zeólitos authigênicos ocorrem na maioria dos núcleos de perfuração a partir de sedimentos de mar profundo em todos os oceanos. A phillipsita e a clinoptilolite são de longe as mais comuns, e a chabazite ocorre apenas raramente. Uma dessas ocorrências é no início do Mioceno médio arenito vulcânico e conglomerado do Hole 841 (Leg 135 do Ocean Drilling Program) na margem da trincheira de Tonga, Sudoeste do Oceano Pacífico (Vitali et al. 1995). A profundidades de cerca de 500 m abaixo do chabazite do fundo do mar de composição desconhecida ocorre com erionite e heulandite. Muito do núcleo contém phillipsite no máximo de 250 m, e analcime entre 250 e 470 m de crescimento em resposta aos efeitos térmicos de vários basalto andesito soleiras.Diagénese de sedimentos marinhos de terrenos de origem arc. Chabazite não é um componente de produtos diagenéticos na maioria dos sedimentos vulcaniclásticos perto de Arcos da ilha. No entanto, os Tuff beds do Mioceno Waitemata Group, Ilha do Norte, Nova Zelândia, são quase completamente substituídos por chabazite (Sameshima 1978). As exposições são na praia de Takapuna e na Baía de Karake, ambas na área da cidade de Auckland. Chabazite também está nos Tuff leitos da região de Kaipara e de Parnell Grit, Auckland. Estas unidades estão incluídas em uma sequência de flysch, e a espessura de todo o Grupo Waitemata é de cerca de 1000 m. sem evidência de sedimento sobrelotado, o calor para conduzir a substituição autigênica é hipotético de ser a partir de larga propagação da atividade de primavera quente (Sameshima 1978).
metamorfismo de grau muito baixo e facies zeólitas. Minerais comuns nas facies zeólitas desenvolvidas pelo metamorfismo funerário são o laumontite e o analgésico. Chabazita ocorre raramente, e onde ocorre é principalmente em rochas basálticas fracamente metamorfoseadas, como Lavas almofada de marisco ou diques, ao invés de em sedimentos vulcaniclásticos. O Horokanai Ophiolite metamorfoseado foi tectonicamente emplacado na zona Kamuikotan, Hokkaido, Japão. O metamorfismo Prograde produziu quatro zonas minerais, desde zeólito até granulito (Ishizuka 1985). A zona zeólita, afetando principalmente Lavas-travesseiro, é dividida em três subzonas com os minerais chave, chabazita, laumontite e wairakite, respectivamente. Assemblages do chabazite subzona são clorita+chabazite+ analcime+thomsonite e clorita+chabazite+analcime+stilbite. A subzona mais elevada seguinte normalmente contém conjuntos de laumontite. A espécie chabazita não foi determinada, mas é provável que seja chabazite-Ca. Ishizuka (1985) interpreta as montagens originadas por metamorfismo de baixa pressão. A partir de um cenário semelhante Liou (1979) relata chabazite na montagem de zeólitos veias de enchimento e cavidades amígdaloidais nas lavas de almofada da ophiolite Oriental de Taiwan. Outros são heulandite, laumontite e thomsonite.Diagénese e metamorfismo de baixo grau dos fluxos de lava máfica.
Chabazite-Ca e chabazite-Na são comuns em cavidades de rochas basálticas, mais comumente associado com phillipsite, gmelinite, levyne, analcime, e heulandite. Alguns dos muitos conhecidos localidades no leste da Islândia (Walker 1960), Ilhas Faroé (Betz, 1981), no Condado de Antrim, Irlanda do Norte (Walker 1951), Itália (Passaglia 1970), Melbourne área, Austrália (Vince 1989), Nova Scotia, Canadá (Walker e Parsons 1922), e Paterson, New Jersey, Estados Unidos (Peters e Peters, 1978). Para todos estes, quase não existem estudos sobre as condições de origem da chabazite. No entanto, no leste da Islândia Walker (1960) encontrou a ocorrência regional de chabazita com thomsonita na zona superior mais zeólitos em amígdulas de fluxo de basalto olivino. A fronteira com a próxima zona inferior com o analgésico atravessa os limites do fluxo, mostrando que as zonas zeólitas foram formadas por muito tempo após a erupção e resfriamento das lavas. A temperatura em que os semelhantes foram formados em geotérmica áreas da Islândia, resumido por Kristmannsdóttir e Tómasson (1978), indicam que chabazite, provavelmente, formas, em temperaturas inferiores a 70°C. As seções espessas lava basáltica expostas no Disko Island e Nuussuaq Península, centro-Oeste da Gronelândia, expor os efeitos regionais de baixo grau e de metamorfismo e de alteração hidrotermal (Neuhoff et al. 2006). O metamorfismo Regional da formação de lava do Paleoceno superior, a formação Maligât, produziu esmectita dioctaédrica–trioctaédrica mista, seguida de chabazita e thomsonita. Este mesmo conjunto persiste nas porções superiores da formação de Saigat subjacente, onde o conjunto chabazite–thomsonite é substituído em profundidade por um conjunto dominado por filossilicatos máficos, thomsonite, chabazite, analcime, natrolite e gonnardite.Alteração hidrotermal .Sistemas geotérmicos activos. Minerais chabazitas não foram encontrados no núcleo de perfuração a partir de poços de vapor em áreas geotérmicas hospedadas por rochas vulcânicas silícicas, tais como Yellowstone National Park, Wyoming, e Wairakei, Nova Zelândia. No entanto, a chabazita (espécie desconhecida) foi encontrada nas áreas geotérmicas das rochas basálticas da Islândia. Ele ocorre no menor níveis de baixa temperatura campos perto de Reykjavík, Thorlálshöfn, e Akureyi, formando em temperaturas abaixo de cerca de 70°C. é raro ou não declarada do alto-campos de temperatura, tais como Krafla (Kristmannsdóttir e Tómasson 1978).
fase tardia, Alteração deutérica. Chabazite-Sr ocorre em um fino aegerine-K-feldspar pegmatite cortando nefelina e sienite noseana do Maciço alcalino de Lovozero na montanha Suoluaiv. Ele está associado com analcime, gonnardite, e phillipsite, vinogradovite, låvenite, e seidozerite (Pekov et al. 2000). Chabazite-Na também ocorre em algumas cavidades miarolíticas em diques pegmatitas, por exemplo em Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horváth e Gault 1990) e em Ilímaussaq, Groenlândia (Petersen e Secher 1993).
O chabazite-Mg encontrado no basalto cavidades do Karikás-tető pedreira de Prága Hill perto de Bazsi, Oeste da Hungria, é interpretado de forma a ter-se formado por alteração hidrotermal de feldspato e vidro vulcânico, em um sistema fechado com Mg-soluções ricas (Montagna et al. 2010).
fracturas e cavidades em gneiss granítico. Minerais de chabazita ocorrem em alguns outros tipos de rochas hidrotérmicas alteradas, como na zona central de diques de pegmatita e alteração ao longo de fraturas em gneiss. Muitas localidades na Suíça, como em costuras em gnaisse e quartzo fumê em alpine-fissura ambientes em Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch e Gibelsbach, perto de Fiesch, Suíça (Stalder et al. 1973 and Armbruster et al. 1994).