cunoscut inițial doar din cavitățile din rocile bazaltice, chabazitul a fost găsit pe scară largă în rocile piroclastice modificate. Înlocuiește TUF vitric riolitic în paturi lacustre din lacuri saline, alcaline, precum și tuf trahitic în Italia și în alte locuri. Unele apariții rare, dar informative, ale chabazitului, apar în roci bazaltice modificate în sedimente marine adânci ale marginilor șanțului, în alterarea la nivel superficial a bazaltului de pernă în secvențe de ofiolit și sisteme geotermale găzduite în bazalt. Următorul rezumat se bazează în mare parte pe Deer și colab. (2004).
diageneza și metamorfismul funerar al sedimentelor și rocilor sedimentare.
Chabazitul a fost descoperit pentru prima dată în roci sedimentare de Hay (1964) în TUF și lut tuffaceous în defileul Olduvai, Tanzania. Din acel moment, chabazitul a fost găsit ca produs de modificare autigenică în mai multe tipuri de roci sedimentare: 1) ca înlocuire a tufului rhyolitic interbedded cu sedimente lacustre în vestul SUA și Kenya, precum și în Tanzania; 2) ca înlocuire a paturilor de tuf rhyolitic în cadrul secvenței marine, flysch cuprinzând grupul Waitemata, Insula de Nord, Noua Zeelandă; 3) înlocuirea extinsă a ignimbritului fonolitic și a tufului trahitic în Italia, Germania și Insulele Canare; și 4) în diamictitul văilor uscate, Antarctica.In acumulări terestre de sedimente vulcaniclastice și roci, mineralele chabazite sunt produse de alterare în unele paturi piroclastice în sistemele închise hidrologic și în tephra și ignimbrite în sistemele deschise hidrologic. Chabazitul se formează devreme, de obicei cu phillipsite, înlocuind sticla sau crescând pe măsură ce sticla se dizolvă în apa interstițială.
sisteme hidrologice închise – tuf în sedimente lacustre. TUF riolitic, vitric în secvențe lacustre din multe văi interioare din vestul SUA, Europa de Est, Turcia și alte localități au fost înlocuite cu zeoliți autigenici, argilă și feldspat. Clinoptilolitul și analcima sunt cele mai frecvente zeolite care se formează în acest mediu, dar mineralele chabazite apar în multe localități, unele în cantități importante din punct de vedere economic. Acest tip de apariție a chabazitului autigenic a fost descris pentru prima dată de Gude și Sheppard (1966) și Sheppard și Gude (1969) din expuneri în formația Barstow din sud-estul Californiei, SUA. Formația Barstow este formată din 1000 până la 1300 m de Miocen pliat și defect fluviatil și lacustru roci, expuse în dealurile de noroi, nord-vest județul San Bernardino, California. În această secvență sunt incluse mai multe paturi de tuf rhyolitic, dintre care cinci se decupează pe o mare parte din zona de expunere. Mineralele care înlocuiesc tuful includ chabazitul, asociat cu smectitul, clinoptilolitul, erionitul și analcima și feldspatul de potasiu. Facies minerale care variază lateral de-a lungul lungimii expunerii sunt a) tuful zeolitic non-analcimic, format din clinoptilolit, phillipsit, chabazit, erionit și mordenit în proporții diferite, b) tuful analcimic și C) tuful bogat în feldspat de potasiu. Chabazitul variază de la RAR la formarea proporției majore a paturilor. Specia este chabazite-Na, care apare ca agregate de cristale anedrice care au o lățime de 0,002 până la 0,05 mm.Paturi similare cu chabazit authigenic au fost descrise lângă Bowie, Județul Cochise (Sand and Regis 1966) și în Pliocen Big Sandy Formation, Județul Mohave, Arizona (Sheppard și Gude 1973). În acest din urmă depozit chabazite-k formează paturi aproape monomineralice cu extensii laterale de sute de metri. Ca și în formarea Barstow, chabazitul este asociat cu smectit, clinoptilolit și erionit într-un facies nonanalcimic. Chabazitul nu a fost recunoscut în asociere cu opalul sau mordenitul. Apare sub formă de agregate de cristale echidimensionale de la 2 la 40 de metri cubi, iar formele de cioburi precursoare sunt de obicei evidente. Unele alte apariții în vestul SUA sunt Miocen lacustru paturi lângă Lacul Harney Sud-Estul Oregonului. Aici chabazitul apare în principal în partea de sud a bazinului și poate cuprinde până la 70% dintr-un pat tuffaceous (Sheppard 1994). Facies lacustre ale conglomeratului Gila, posibil din pliocen vârstă, lângă Buckhorn, Județul Grant, New Mexico, conține un tuf de cădere înlocuit în mare parte de zeoliți. Chabazite-Ca este principalul zeolit din zona lacului, cu clinoptilolit și analcime mineralele cheie în următoarele două zone interioare (Gude și Sheppard 1988). În paturile lacului Pliocen din Nevada din depozitul Eastgate, Județul Churchill și depozitul râului Reese, Județul Lander conține paturi de tuf înlocuite în mare parte de clinoptilolit și erionit și cantități mai mici de chabazit (Papke 1972). Apariții similare de chabazit au fost descrise de Hay (1964 și 1970) la Defileul Olduvai, Tanzania. Cele trei litofacies cuprinzând Pleistocen depozite în defileul Olduvai sunt depozite de lac, depozite cu marjă de lac și depozite aluvionare. Chabazite-Na, asociat cu analcime și phillipsite-Na, apare cel mai abundent în vene subțiri tăind piatra de argilă aluvială și înlocuind tuful trahitic interbedded. Sedimentul aluvionar a reacționat cu fluide poroase similare chimic cu cele ale lacurilor saline, alcaline. În climatul cald și arid, fluidele din sol devin saline și alcaline prin pompare prin evaporare și produc produse diagenetice similare (Hay 1970). Sticla trahitică ușor modificată la zeoliți în paturile Oloronge (Pleistocen) și paturile înalte Magadi (Holocen) depozite lacustre alcaline în Lacul Magadi Regiune, Kenya (Surdam și Eugster 1976). Erionitul este produsul principal de modificare, cu chabazit, clinoptilolit, mordenit și phillipsit ca faze asociate minore. În timp, aceste faze formate timpuriu sunt înlocuite cu analcime.
depozite de sol și suprafață. Chabazitul apare în unele soluri, dezvoltate din materiale părinte purtătoare de zeolit (Ming și Boettinger 2001), în special în medii aride. Evenimentele raportate se află în vecinătatea Defileului Olduvia, Tanzania (Hay 1970, 1978) și în Valea Wright din Antarctica (Gibson și colab. 1983).
sisteme hidrologice deschise. Acumulările terestre de resturi piroclastice, în special unitățile tephra și ignimbrite, se pot modifica pentru a produce zeoliți. Deoarece zeoliții apar în mare parte din reacțiile cu vadoza curgătoare și apele subterane, acest tip de proces se numește alterare hidrologică deschisă (Hay and Sheppard 1977 și Sheppard and Hay 2001).În Italia centrală multe depozite piroclastice au fost modificate în zeolit, mai ales chabazit-Ca, chabazit-K, și phillipsite. Unele dintre unitățile zeolitice au o grosime de zeci de metri și conțin până la 80% zeolit și, prin urmare, au o importanță economică. Mineralogia acestor depozite a făcut obiectul multor lucrări în urma descoperirii inițiale a zeoliților. Cele mai recente care includ analize chimice sunt de Sersale (1978), Gottardi și Obradovic (1978), Passaglia și Vezzalini (1985), Passaglia și colab. (1990), de ‘ Gennaro și colab. (1995), și de ‘ Gennaro și colab. (2000). Unitățile piroclastice au fost amplasate ca fluxuri piroclastice, căderi de cenușă și fluxuri de noroi. Compozițiile magmelor părinte sunt potasice și variază de la basanit la fonolit și trahit. Chiar și cu această varietate de tipuri de roci și origine, tipurile de minerale autigenice sunt restricționate. Chabazitul și phillipsitul sunt de departe cei mai abundenți zeoliți, iar gama compozițională a ambilor zeoliți este limitată. Pentru chabazit ca și K sunt cationi dominanți non-cadru, iar STI este în intervalul 0,65-0,75. Variația în amploarea și distribuția zeolitizării a dus la mai multe interpretări diferite ale paragrenezei.Passaglia și colab. (1990) comparați compozițiile de chabazit și phillipsit cu sticla părinte și luați în considerare două tipuri de reacții: a) sisteme hidrologice deschise în care apa meteorică aproape neutră produce chabazit și phillipsit cu Si/al și cationi non-cadru similari cu sticla părinte și B) ape ușor alcaline, saline în medii marine care produc zeoliți cu conținut mai mare de Na, indiferent de compoziția sticlei părinte.Tufo litoide a scorie nere este un ignimbrit distinctiv expus în zona din jurul lacurilor Bolsena, Vico și Bracciano în regiunea Latium la nord de Roma. Variază de la câțiva metri la 80 m grosime și este aproape peste tot modificat în chabazit (Lenzi și Passaglia 1974). Lipsa alterării zeolitice a paturilor de tuf de cădere din aceeași secvență vulcanică sugerează că ceva despre ignimbrit îl face susceptibil la procesul de zeolitizare. Mecanismul propus a fost numit „geoautoclavă”, în care se crede că ignimbritul captează apa de suprafață în timpul amplasării, începând zeolitizarea în timpul răcirii. O revizuire a mecanismului și a dificultăților inerente este oferită de Langella și colab. (2001).Tufo lionato expus la sud-est de Roma prezintă o distribuție inegală a zeolitului, iar compozițiile variabile sugerează alterarea într-un sistem hidrologic deschis. Alte exemple de tuf cu chabazit abundent dezvoltat în sisteme deschise sunt unitățile laharice din vulcanul Roccamonfina (la vest de Napoli), tuful de curgere a cenușii a erupt 30 ka în regiunea Campaniană și Ercolano TUF a erupt din Vesvius 79 d.HR. Passaglia și colab. (1990) sugerează că aceste unități și unități similare au fost modificate în condiții apropiate de suprafață. De ‘ Gennaro și Franco (1988) consideră că temperaturile de formare au fost apropiate de 100 de centimetrii C, pe baza temperaturii de amplasare a unităților de tuf și a observației că reacțiile pot fi corelate cu tuful produs de erupțiile featomagmatice (vezi mai jos). Exemple de influență a apei de mare asupra reacțiilor autigenice sunt hialoclastitele insulei Vivara (Campania) și lângă Palagonia (sudul Siciliei). Chabazitul-Na s-a dezvoltat la Vivara și chabazitul-ca, la Palagonia (Passaglia și colab. 1990).Mai multe aspecte ale distribuției zeolitului în TUF Galben Napolitan, lângă Napoli, Italia, cauza de ‘ Gennero și colab. (2000) să propună o origine diferită de modificarea sistemului hidrologic deschis. Tuful provine din caldera din apropiere Campi Flegrei acum 12.000 de ani. Modificarea zeolitică extinsă a avut loc în păstăi aproape de mijlocul tufului și se diminuează spre partea de sus, de jos și de Distanța de la sursă. Sticla alcalin-trahitică este modificată în phillipsite-K, chabazite-K și analcime. De ‘ Gennero și colab. (2000) propun ca tuful să fie depus din erupții freatomagmatice, iar alterarea zeolitică a avut loc în acele părți ale tufului din apropierea calderei sursei, unde căldura reziduală și umiditatea ar putea fi prinse și ținute. Acest proces este similar cu mecanismul „geoautoclav”, în care modificarea zeolitului are loc în timpul răcirii inițiale a depozitului piroclastic.Chabazitul Authigenic apare ca romburi atașate pe laturile spațiilor porilor de diamictit din grupul Sirius, Muntele Table, văile uscate, Antarctica. Dickinson și strugurii (1997) sugerează că chabazitul a crescut într-un film de saramură atunci când gheața se topește.
Sedimente Marine Adânci. Zeoliții autigenici apar în majoritatea miezului de foraj din sedimentele de adâncime din toate oceanele. Phillipsitul și clinoptilolitul sunt de departe cele mai frecvente, iar chabazitul apare doar rar. O astfel de apariție este la începutul Miocenului Mijlociu gresie vulcanică și conglomerat din gaura 841 (piciorul 135 din programul de foraj Oceanic) în Tonga Trench Margin, sud-vestul Oceanului Pacific (Vitali și colab. 1995). La adâncimi de aproximativ 500 m sub fundul mării, chabazitul de compoziție necunoscută are loc cu erionitul și heulanditul. O mare parte din miezul conține phillipsite în cel mai de sus 250 m, și analcime între 250 și 470 m în creștere, ca răspuns la efectele termice ale mai multor praguri de andezit bazaltice.
diageneza sedimentelor marine din terenuri cu sursă arc. Chabazitul nu este o componentă a produselor diagenetice în majoritatea sedimentelor vulcaniclastice din apropierea arcurilor insulare. Cu toate acestea, paturile subțiri, vitrice din grupul Waitemata Miocen, Insula de Nord, Noua Zeelandă, sunt aproape complet înlocuite de chabazite (Sameshima 1978). Expunerile sunt la Plaja Takapuna și Golful Karake, ambele în zona orașului Auckland. Chabazite se află, de asemenea, în paturile de tuf din regiunea Kaipara și din Parnell Grit, Auckland. Aceste unități sunt incluse într-o secvență flysch, iar grosimea întregului grup Waitemata este de aproximativ 1000 m. fără dovezi ale sedimentului suprapus, se presupune că căldura pentru a conduce înlocuirea autigenică provine din activitatea de primăvară fierbinte larg răspândită (Sameshima 1978).
metamorfism de grad foarte scăzut și facies zeolit. Minerale comune în facies zeolit dezvoltat de metamorfism înmormântare sunt laumontite și analcime. Chabazitul apare rar și, acolo unde apare, este mai ales în roci bazaltice slab metamorfozate, cum ar fi lavă de pernă de pe fundul mării sau diguri, mai degrabă decât în sedimente vulcaniclastice. Ophiolitul Horokanai metamorfozat a fost amplasat tectonic în zona Kamuikotan, Hokkaido, Japonia. Metamorfismul prograd a produs patru zone facies minerale, variind de la zeolit la facies granulit (Ishizuka 1985). Zona zeolitului, care afectează în cea mai mare parte lavele de pernă, este împărțită în trei subzone cu mineralele cheie, chabazit, laumontit, și wairakit, respectiv. Ansamblurile subzonei chabazite sunt clorit+chabazit+ analcime+thomsonit și clorit+chabazit+analcime+stilbite. Următoarea subzonă superioară conține de obicei ansambluri purtătoare de laumontite. Specia chabazite nu a fost determinată, dar este probabil să fie chabazite-Ca. Ishizuka (1985) interpretează ansamblurile originare prin metamorfism de joasă presiune, pe fundul oceanului. Dintr-un cadru similar, Liou (1979) raportează chabazitul în asamblarea zeoliților care umple vene și cavități amigdaloidale în lavele de pernă ale Ophiolitului din Taiwan de Est. Altele sunt heulandite, laumontite și thomsonite.
diageneza și metamorfismul de grad scăzut al fluxurilor de lavă mafice.
Chabazite-Ca și chabazite-Na sunt frecvente în cavitățile rocilor bazaltice, cel mai frecvent asociate cu phillipsite, gmelinite, levyne, analcime și heulandite. Câteva dintre numeroasele localități cunoscute se află în estul Islandei (Walker 1960), Insulele Feroe (Betz 1981), Județul Antrim, Irlanda de Nord (Walker 1951), Italia (Passaglia 1970), Melbourne area, Australia (Vince 1989), Nova Scotia, Canada (Walker și Parsons 1922) și Paterson, New Jersey, Statele Unite (Peters și Peters 1978). Pentru toate acestea, nu există aproape nici un studiu privind condițiile de origine ale chabazitului. Cu toate acestea, în estul Islandei Walker (1960) a găsit apariția regională a chabazitului cu thomsonit în zona cea mai superioară a zeoliților în amigdalele fluxurilor de bazalt olivină. Limita cu următoarea zonă inferioară cu analcime se taie peste limitele fluxului, arătând că zonele zeolite s-au format mult timp după erupția și răcirea lavelor. Temperaturile la care s-au format altele similare în zonele geotermale ale Islandei, rezumate de Kristmannsd Inkttir și T Inktmasson (1978), indică faptul că chabazitul se formează probabil la temperaturi mai mici de 70 int C. secțiunile groase de lavă bazaltică expuse pe insula Disko și Peninsula Nuussuaq, Centrul Vestului Groenlandei, prezintă efectele grad scăzut regional și metamorfism și alterare hidrotermală (Neuhoff și colab. 2006). Metamorfismul Regional al formațiunii de lavă din Paleocenul superior, formațiunea malig, a produs smectită dioctaedrică–trioctaedrică mixtă timpurie urmată de chabazit și thomsonit. Același ansamblu persistă în porțiunile superioare ale formațiunii vaigat subiacente, unde ansamblul chabazit–thomsonit este înlocuit la adâncime de un ansamblu dominat de filosilicați mafici, thomsonit, chabazit, analcim, natrolit, și gonnardit.
alterarea hidrotermală.
sisteme geotermale Active. Mineralele Chabazite nu au fost găsite în miezul de foraj din puțurile de abur din zonele geotermale găzduite de roci vulcanice silicice, cum ar fi Parcul Național Yellowstone, Wyoming, și Wairakei, Noua Zeelandă. Cu toate acestea, chabazitul (specie necunoscută) a fost găsit în zonele geotermale din rocile bazaltice din Islanda. Ea apare în cele mai mici nivele de temperatură scăzută domenii în apropiere de Reykjavik, Thorlálshöfn, și Akureyi, care formează la temperaturi sub 70°C. este rar sau nedeclarat de înaltă temperatură de domenii, cum ar fi Krafla (Kristmannsdóttir și Tómasson 1978).
stadiu tardiv, alterare deuterică. Chabazite-Sr apare într-un strat subțire de egerină-K-feldspat pegmatit tăind nefelina și sienitul nosean al Masivului alcalin Lovozero de la Muntele Suoluaiv. Acesta este asociat cu analcime, gonnardite, și phillipsite, vinogradovite, l, și seidozerite (Pekov și colab. 2000). Chabazite-Na apare, de asemenea, în unele cavități miarolitice din digurile pegmatite, de exemplu La Mont Saint-Hilaire, Quebec (Horv al cincilea și Gault 1990) și la Il al doilea, Groenlanda (Petersen și Secher 1993).
Chabazitul-Mg găsit în cavitățile bazaltice ale carierei Karik Xixts-tetixt de pe Dealul PR, lângă Bazsi, Ungaria de Vest, este interpretat că s-a format prin alterarea hidrotermală a feldspatului și a sticlei vulcanice, într-un sistem închis cu soluții bogate în Mg (Montagna și colab. 2010).
fracturi și cavități în gnais granitic. Mineralele Chabazite apar în alte câteva tipuri de roci modificate hidrotermal, cum ar fi în zona centrală a digurilor pegmatite și alterarea de-a lungul fracturilor din Gneis. Multe localități din Elveția, cum ar fi în cusături în Gneis și pe cuarț fumuriu în medii alpine-despicate la Schattig Wichel, Val Giuv, Tavetsch și Gibelsbach, lângă Fiesch, Elveția (Stalder și colab. 1973 și Armbruster și colab. 1994).