变质岩的原岩恢复，就是将所研究的变质岩恢复到它原始的、相当于变质前的岩石面貌。这项工作对重建变质地区的地壳发展史和找矿都具有重要的意义。在地质测量的现代研究要求中，规定要对变质岩原岩性质进行重塑。
恢复原岩的首要任务是查明原岩性质，是正变质岩（原岩为火成岩），还是副变质岩（原岩为沉积岩）。正变质岩原岩包括侵入岩和火山岩两种产状不同但化学成分相当的岩石；副变质岩原岩包括陆源碎屑岩和内源沉积岩两类产状类似但化学成分显著不同的两类岩石。
恢复原岩除要查明变质岩的原岩性质（成因类型）外，还应尽可能恢复原岩的岩石类型（如花岗岩、玄武岩、长石砂岩、页岩、流纹质凝灰岩、泥灰岩等）。在此基础上才能进一步确定原岩建造特点和形成时的地质构造环境，确定含矿建造的性质和特点。所谓含矿建造，是指含有一定量成矿元素的岩石组合。
实践表明，查明变质岩化学类型在恢复原岩中十分重要而且必须优先去做，这样可以提高工作效率。五大类变质岩中，泥质、钙质是两个副变质岩石系列。而镁质变质岩原岩主要是超基性火成岩。富镁的沉积物很少，而且其变质产物通常可根据地质产状和共生岩石组合确定其原岩性质。因此，这三类变质岩原岩性质问题不大。五大类之外的硅质、铝质、铁质、锰质、磷质、碳质六个特殊类型，它们都是一些较少见的副变质岩石，以某个元素或每个矿物特别富集为特征，因此，变质岩原岩性质问题研究对象主要是长英质和基性两类变质岩。
变质岩原岩恢复的依据是变质岩的基本特征。普遍认为变质岩原岩恢复的标志主要有四个方面。即：地质产状和岩石组合、岩相学、岩石地球化学及副矿物。尽管四个标志均可以恢复原岩，但以地质产状、变余结构构造、副矿物原生特征等原生标志最为可靠，应该注意寻找。由于强烈变形可以消除岩石的这些原生标志的记忆，所以要在弱变形域特别注意寻找这些原生标志。切不可以过度依赖地球化学方法，地球化学标志只能起辅助作用。实际工作中应采用合理的综合分析方法，注意野外和室内工作紧密结合，以野外工作为基础，结合实验室工作、地球化学和副矿物的研究，进行综合分析，以得到有说服力的结论。
下面就上述四方面标志作一概略介绍，供大家实际工作中参考。
（一）地质产状和岩石组合标志
1.地质产状
（1）与围岩的侵入接触关系是鉴别变质侵入体的可靠标志。其中最突出的实例是20世纪80年代末期以来，随着区域变质岩区地质调查和岩石学－构造学研究的深入，许多原来认为的混合岩化中深变质地层（片麻岩）中都解体出大量变质侵入岩，特别是“TTG岩系”（英云闪长岩－奥长花岗岩－花岗闪长岩岩系），解体的最重要依据就是与围岩的侵入接触关系。图21－25是在原太古宇 “大别山群” 片麻岩中找到的侵入接触关系，是在大别山群中解体出大量变质花岗质侵入体的依据。
（2）好的成层产状、与围岩整合接触和韵律性递变关系，是变质沉积岩和变质火山岩的特点。而厚度变化较大、与围岩突变的接触关系、底面起伏超覆于不同地层之上、岩浆通道的存在，是区分层状火山岩与沉积岩的标志。不过由于强烈变形可以再造而出现局部整合一致的成分层，因此这些标志都要谨慎使用。
2.岩石组合
正常沉积型原岩，常具有完整的沉积旋回和韵律，变质后形成如石英岩－石英片岩－片岩－大理岩这样的变质岩组合，常形成大的旋回，代表典型的沉积岩系。
前寒武纪广泛分布的大理岩和高铝质片岩（矽线石片岩等）组合、铁硅酸盐岩石与矽线石－黑云母片麻岩组合，大多数研究者认为是原始沉积产物。
角闪岩与富铝质片岩（蓝晶石片岩、矽线石片岩）和石英岩组合也很典型、广泛。俄罗斯科拉半岛和外贝加尔古老变质岩地层的研究表明，正、副角闪岩在该组合中的特点不同：正角闪岩独立地产于地质剖面不同部位，特别是大型韵律的界面处。该组合中，虽然可有白云岩，但是一般不会出现大理岩；副角闪岩往往构成石英岩－黑云片麻岩－蓝晶黑云片麻岩这种韵律的终结部分。由泥灰质岩石形成的副角闪岩的特征是与大理岩共存并往往相互过渡。
图21－25 大别杂岩中花岗质片麻岩接触关系素描（据Sang，1997）
变质火山岩表现为火山或火山沉积旋回，有不同形式的组合，包括基性或酸性熔岩和凝灰岩、火山间歇时期的沉积岩等组合，其中往往有岩墙和岩床，构成火山岩系。火山沉积的韵律和旋回，一般不如正常沉积的有规律，渐变特征也不如正常沉积清楚。在这类地区产出的岩墙、次火山岩体，与围岩在岩性上常有相似之处。变质火山岩系的岩石组合因形成条件不同而不同。有的形成由基性到酸性的完整的火山喷发旋回，有的则旋回不完全；因火山作用地质环境不同可分别形成陆相喷发或海相喷发的岩石组合：陆相的有玄武岩－安山岩－流纹岩组合；海相的有细碧－角斑岩系和绿岩建造等，其中往往有硅质岩、碳酸盐岩等夹层。
细碧－角斑岩系为一套从基性（细碧岩）到中酸性（角斑岩）的钠质火山岩序列，常见蛇纹岩－枕状玄武岩－层状放射虫硅质岩组合，是所谓优地槽建造中 “斯台因曼”（Steinmann）三位一体；绿岩组合广泛分布在太古宇中，由下部超镁铁质熔岩、中部拉斑玄武岩和上部长英质火山岩、火山碎屑岩组成，在下部超镁铁质熔岩中，有特征的科马堤岩。
（二）岩相学标志
岩相学标志包括结构构造和矿物成分两方面。
1.变余结构构造
前面所讲的变余结构构造是恢复原岩性质最可靠的证据之一。如具有变余辉绿结构的变质岩原岩无疑是辉绿岩，具有变余砂状结构的变质岩原岩一定是砂岩。资料表明，即使在深变质区，仍可找到某些变余结构构造。同样，由于强烈变形可以消除原生结构构造痕迹，所以必须在弱应变域找寻，其实像基性熔岩的枕状构造、沉积岩系中的砾状构造，在变形中会有压扁，但总体的构造特征是可以识别的。所以，不仅要在岩石薄片观察时注意寻找，在变质岩区野外地质调查时更要把找寻变余结构构造作为常规任务。
大别杂岩除前述变质表壳岩、花岗质片麻岩外，还有一套镁铁质－超镁铁质变质岩组合（角闪辉石岩、角闪岩等），地质调查在镁铁质－超镁铁质变质岩中发现堆晶结构和火成层理构造（图21－26），从而很好地证明了它们是一套变质镁铁质－超镁铁质层状侵入岩组合。
图21－26 湖北英山变质镁铁质－超镁铁质层状侵入体的火成层理构造和堆晶结构（据Sang，1997）
2.变质岩矿物成分
变质岩的矿物成分是原岩化学成分的反映，特别是深变质条件下，变余结构构造罕见时，矿物成分成了主要的岩相学标志。前面我们已叙述了五大化学类型岩石的矿物成分特点，掌握这些特点有助于恢复原岩。如果通过矿物成分特点确定了所研究变质岩属五大类中的泥质或富钙岩石，则原岩沉积性质可知。即使是长英质、基性或镁质岩石，虽然尚不能了解其原岩性质，但也可以使原岩考虑范围大为缩小。实践表明，在矿物学－化学研究基础上，详细合理地划分岩石化学类型，可取得更好的效果。
（三）岩石地球化学标志
1.概述
除伴有强烈交代作用的变质岩（气－液变质岩、混合岩）外，一般变质岩的变质作用过程基本上是等化学的，原岩的化学性质在常量元素、微量元素特征方面无明显变化，这是用岩石地球化学恢复原岩的依据。尽管岩石地球化学通常只能起辅助作用，但当强烈的变质、变形使得地质产状、变余结构构造破坏消除时，用岩石地球化学方法恢复原岩就显得尤其重要。
岩石地球化学方法恢复变质岩原岩通常是在统计基础上，用各种岩石地球化学参数做出判别函数和判别图解，以判断原岩性质和类型。常用的岩石化学参数有氧化物质量百分数、氧化物摩尔数、元素原子数，以及尼格里值。尼格里值是尼格里（Niggli，1919）岩石化学计算法计算出来的化学参数。
用岩石地球化学方法恢复原岩同样也要从岩石化学类型入手，先依据表21－2将特殊类型分出（它们是副变质的），然后对常见的变质岩，可用前述之ACF－A’KF图解（图21－3）判断化学类型，最后把最主要任务放在确定长英质和基性变质岩的原岩性质上。原岩性质确定后，就可以用火成岩和沉积岩地球化学判别方法研究原岩岩石类型和形成背景，不过在利用火成岩和沉积岩判别图解、函数时，要尽量避免选用活动组分。
2.尼格里化学计算法
尼格里化学计算法是基于岩石中主要氧化物的特征拟定的，并以氧化物分子数比作为岩石化学特征的对比依据。其计算方法和步骤如下（表21－4）。
(1)将化学分析的氧化物质量分数换算成摩尔数：摩尔数＝质量分数×1000/摩尔质量。
(2)根据元素特征并组，计算各组分子数和：
铝质组AL＝［Al2O3］＋［Cr2O3］，铁镁组FM＝［FeO］＋2［Fe2O3］＋［MnO］＋［MgO］＋［NiO］＋…，
钙质组C＝［CaO］＋［SrO］＋［BaO］，碱质组ALK＝［K2O］＋［Na2O］＋［Li2O］，
总和∑＝AL＋FM＋C＋ALK。
式中，带方括号的氧化物分子式表示该氧化物的摩尔数，下同。
(3)计算主要数值：四个尼格里主要数值al、fm、c、alk分别为上述四组（AL、FM、C、ALK）对总和∑的摩尔分数，即al＝100AL/∑，fm＝100FM/∑，c＝100C/∑，alk＝100ALK/∑。al＋fm＋c＋alk＝100。
表21－4 尼格里值计算实例（绿帘角闪岩，安徽宿松）
根据主要参数al、alk、c的关系将岩石分为三个系列：正常系列（alK+c≥al＞alk），铝过饱和系列（al＞alK+c），碱过饱和系列（al＜alk）。
(4)计算次要数值：尼格里次要数值Si、Ti、CO2、h分别表示组分SiO2、TiO2、CO2、H2O的摩尔数对前述组分总和∑的分子百分比，即：Si＝100［SiO2］/∑，Ti＝100［TiO2］/∑，CO2＝100［CO2］/∑，h＝100［H2O］ ×/∑。
(5)计算特殊数值：尼格里特殊数值用以进一步说明岩石化学的某些特征。其中，
钾在碱金属中的相对含量：k＝ ［K2O］/ALK。
镁在铁镁中的相对含量：mg＝ ［MgO］/FM。
岩石的氧化系数：O＝2［Fe2O3］/FM。
岩石的铝饱和系数：t＝al－（alK+c）。铝过饱和系列（t＞0）；正常系列和碱过饱和系列（t≤0）。
岩石的硅饱和系数qz，按下式计算：对正常系列，qz＝Si－（100＋4alk）；对铝过饱和系列，qz＝Si－（100＋4alk）；但当50＞al＞alK+c时，qz＝Si－（100＋4alK+0.5t）；对碱过饱和系列，qz＝Si－（100＋3al＋alk）。
根据qz值把岩石分为三个化学类型：硅过饱和型（qz＞12），硅饱和型（ ｜qz｜≤12），硅不饱和型（qz＜－12）。
3.西蒙南图解
如图21－27，西蒙南图解采用尼格里值（al＋fm）－（c＋alk）和Si作纵、横坐标，采用了两者的比例关系，并划分出火山岩、碎屑岩和碳酸盐类岩石成分区。凝灰岩原岩落在火山岩区边界附近。该图解适用于对各种成分变质岩的原岩初步判别，对区分变质火山岩系与变质沉积岩系比较有效，变质侵入岩体成分点也会落在火山岩区。
4.长英质变质岩的原岩性质判别
（1）Werer图解
Werner（1987）的图解（图21－28）用来区分正副片麻岩。图解采用氧化物质量百分数（岩石化学析结果）之比作化学参数，用起来方便，而且效果也比较好。
图21－27 西蒙南图解（据Simonen，1953）
图21－28 区分正、副片麻岩的Werner图解（据Werer，1987；转引自Passchier et al.，1990，简化）
（2）Shaw的判别函数
Shaw（1972）建立了SiO2 ＞53.5（wB，％）的变质岩原岩性质的判别式：
若DF＞0为正变质岩，DF＜0为副变质岩。
必须注意，该判别式中＜Fe2O3＞是用Fe2O3表示的总铁量（全铁），一般化学分析给出的是Fe2O3和FeO，此时按下式计算＜Fe2O3＞：
岩石学（第二版）
5.基性变质岩的原岩性质判别
（1）CaO－MgO－＜FeO＞图解
如图21－29a，该三角图解采用CaO、MgO、＜FeO＞质量分数（wB，％）作三个端元。注意＜FeO＞是用FeO表示的总铁量（全铁），以下式计算：
图21－29 区分正副角闪岩的CaO－MgO－＜FeO ＞图解（a）（据Walker et al.，1960）和c－mg图解（b）（据Leake，1964）
岩石学（第二版）
使用时需将CaO、MgO、＜FeO＞三者之和换算为100，即CaO＋MgO＋＜FeO＞＝100。图解中分出了副变质基性岩区和正变质基性岩区，适用于判别正、副基性变质岩。
（2）c－mg图解
如图21－29b，这个图解用两个尼格里值c和mg为纵横坐标，主要是根据泥质碳酸盐岩和基性火成岩在c和mg之间的变化关系上具有不同的特点。图解上表示了典型的泥质岩和半泥质岩（杂砂岩）、石灰岩和白云岩的分布范围以及它们之间的过渡类型（各种泥质岩－石灰岩混合物或泥质岩－白云岩混合物）在图解上分布的趋势线，同时还表示了火成岩分布的趋势线，两种趋势线在图解中部相交。后者是根据非洲南部卡鲁粗玄岩（Karroo dolerite）的分析结果在图解上的投点画出的，它反映了在岩浆分异过程中从早期到中期阶段，由于mg的减少伴随有c的急剧增加，但增加幅度远小于中期到晚期阶段随着mg的降低c的减少，因此火成岩的趋势线呈一条向上弯曲的弧形线。而泥质碳酸盐岩中伴随mg的增加c总是有不同程度的增加，因此，它们的趋势线是一组倾斜度（c和mg的比值）不同的放射线。
该图解应用的尼格里值很少，使用非常方便，对区分正、副斜长角闪岩（尤其是变质基性岩和变质钙硅酸盐岩）效果较好，还能判别不同性质的火山沉积岩（如泥质岩或杂砂岩－火山岩、石灰岩或白云岩－火山岩）、并且不受K2O、Na2O、SiO2等交代作用的影响。如果将该图解和（al－alk）－c图解配合使用，对区别变质岩的原岩性质将得到更好的效果。
但是，由于图解中部为变质沉积岩和变质火成岩的重叠区，它们之间主要靠样品分布的不同趋势加以区别，因此，需要有较多的样品分析结果。
（3）判别函数
Shaw ＆ Kudo（1965）在29个正角闪岩样品和21个副角闪岩样品基础上，对TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、P2O5和CO2九种主要氧化物（wB，％）进行判别分析，建立正、副角闪岩判别函数如下：
岩石学（第二版）
将待判别的斜长角闪岩样品化学分析结果代入上述判别式，如x3 ＞0则为正角闪岩，x3 ＜0则判属副角闪岩。重叠误差为5.7％。
他们还建立了基于微量元素Cr、V、Ni、Co、Sc、Sr、Ba、Zr在两类角闪岩中的明显差异，建立了两个判别方程如下：
岩石学（第二版）
x1＞0为正角闪岩，x1 ＜0为副角闪岩，重叠误差为5.4％。
x2＝3.89lg（Co）＋3.99lg（Sc）－8.63
x2 ＞0为正角闪岩，x2 ＜0为副角闪岩，重叠误差为11.9％。
（四）副矿物标志
1.概述
研究表明，变质岩中某些副矿物如锆石、独居石、磷钇矿、金红石等，来自原岩且在变质作用过程中比较稳定，其原始大小、形状等特征可以保留至角闪岩相甚至麻粒岩相。因此，副矿物的种类、组合、含量、标型特征、粒度等可作为恢复原岩的依据。研究副矿物通常采用人工重砂和薄片研究方法。
用副矿物恢复原岩的主要标志如下。
（1）副矿物的种类及含量
对火山岩型原岩，磁铁矿、榍石、磷灰石等较多的出现于基性火山岩中，锆石、独居石、磷钇矿等较多见于酸性火山岩中。
对正常沉积岩型原岩，其所含副矿物组合情况较复杂。它一方面与形成原岩的物源地有关，另一方面又与原始沉积分异有关。因而，研究副矿物可区分副变质岩原岩类型，有助于分析原始沉积环境。例如：
(1)划分泥质变质岩原岩类型：化学沉积的粘土岩几乎不含碎屑副矿物，10～20kg的人工重砂大样中，只有几个浑圆的锆石、金红石颗粒；由坡积层冲刷、搬运、沉积生成的碎屑成因的粘土岩，含有大量细小（＜0.01mm）的碎屑副矿物（注意这些细小的副矿物在人工重砂中不易发现，最好用平行层理的岩石薄片观察）；残积型粘土岩，含有母岩中的副矿物，有少量粒度较粗（0.4～0.08mm）的锆石。
(2)区分陆源碎屑成因的硅质岩石与化学成因的硅质岩：陆源碎屑成因的石英砂岩、石英粉砂岩，总是含有大量碎屑副矿物；化学成因的硅质岩，不含或很少碎屑副矿物。
（2）副矿物的标型特征（晶形、颜色、光泽、磨圆程度、延长系数等）
一般说来，晶形完整、晶棱清晰是岩浆侵入型原岩中的副矿物特点；有一定磨圆、分选不好的副矿物，大部分可能是火山－沉积成因的副矿物；磨圆显著、分选良好，表面粗糙无光泽和凹凸不平、有擦痕等是大部分沉积成因的碎屑副矿物的特征。
但是必须注意，区分碎屑副矿物是一个相当复杂的问题，虽然浑圆颗粒的存在，是副矿物的原生沉积性质的标志之一（注意：研究颗粒形态，最好用平行层理的岩石薄片，而不是人工重砂），但是，单有浑圆形态，并不足以证明它们的碎屑成因。在碱性介质条件下，副矿物锆石、独居石将发生溶解而出现浑圆形状，还可能生成浑圆形状的副矿物，但这些变质成因的浑圆状副矿物常具光滑的表面，且有时可见到生长纹，可以此与碎屑副矿物区别开。此外，在短距离搬运、迅速埋藏或呈悬浮状态搬运的沉积物中，碎屑副矿物往往保持完好的晶棱和光滑的表面，而呈非浑圆形状。
（3）副矿物的粒度
副矿物粒度在原岩研究中有两个意义：
(1)区分原岩性质：在原始沉积岩中，碎屑副矿物的颗粒大小取决于原始沉积岩的类型，并与沉积物的分选有关，而在火成原岩中则没有这种规律性。
(2)推断变质碎屑岩的原岩类型（粒度）：B.M.查依卡基对外乌拉尔库坦布拉克组石英砂岩中锆石和石英粒度的大量研究，发现在分选良好的石英砂岩中，碎屑石英与碎屑锆石的粒度之比等于1.7。这一比值接近锆石与石英的密度比（1.77）。由于分布最广的稳定副矿物（锆石、金红石等）的密度彼此相近，而主要造岩矿物（石英、长石、方解石、云母等）的密度也彼此近似，因此，可以认为上述比值（1.7）对于所有砂质、粉砂质岩石都有意义。这样，将变质碎屑岩中碎屑副矿物的粒度乘以1.7，即可得到原岩粒度的估计值，间接推断原岩类型（砂岩、粉砂岩、粘土岩等）。这对于失掉原生结构的变质碎屑岩的原岩恢复，更有重要意义。因此，通过比较副矿物与碎屑矿物的粒度，可以区分碎屑副矿物与其他成因的副矿物，特别是识别由于短距离搬运和迅速埋藏或悬浮状态搬运所形成的保持自形轮廓和光滑表面的碎屑副矿物。
2.锆石作为变质岩原岩恢复的标志
锆石是三大类岩石中最常见的副矿物之一，来自不同类型岩石中的锆石往往具有不同的特征。综合锆石的外部形貌和内部结构特征，可以为判别变质岩的原岩性质提供可靠依据。
（1）锆石形貌特征
(1)锆石晶面发育特征和磨圆程度
典型的火成岩锆石常具有完好的晶形，晶棱锐利，晶面平直光滑，常见长柱状颗粒（图21 －30a）。锆石晶形通常为由（100）和（110）柱面以及（211），（101）和（301）锥面等组成的聚形，其柱面和锥面的发育程度主要受岩浆成分和锆石结晶温度的控制（Pupin，1980）。因此，通过锆石形貌分析，不仅可以区别火成岩中的锆石和其他成因的锆石，对于火成岩中的锆石还可进一步判断原岩的具体岩石类型。如在碱性岩、偏碱性花岗岩中，锆石的四方双锥 ｛111 ｝ 很发育，而柱面不发育，晶体整体外貌呈锥状；在酸性花岗岩中，锆石四方双锥和四方柱均较发育，晶体外貌呈长柱状；在中－基性岩中，锆石锥面相对不发育，有时无锥面。此外，值得注意的是，一些花岗岩中的锆石内部常常具有继承自原岩中的未完全熔蚀的圆形核部，而外部则被完好的锆石晶形包裹，这种圆形的锆石核显然与碎屑岩中磨圆的整粒锆石不同。
沉积岩中的锆石，绝大多数来自物源区的各类岩石的风化产物。虽然锆石的摩氏硬度可达7～8，但若经过长期的风化、搬运和磨蚀作用，也可被磨圆。一般情况下，在某碎屑岩样品中，年轻的锆石多晶形完好，晶棱锐利，晶面平直光滑，常见柱状颗粒，接近火成岩中锆石的特征；而古老的锆石常常呈近圆球状或卵形，表面粗糙，不见晶面（图21－30b）。
变质过程中也可形成新生的锆石或者在原岩的锆石周围形成增生边。典型变质锆石最显著特征是由众多的晶面组成（图21－30c），看似浑圆粒状、椭圆粒状及长粒状等形态的变质锆石很常见。在双目镜下，变质锆石常呈粒状，表面光洁、清晰。它们没有锥面和柱面之分，即使是外形呈现长粒状的锆石，其 “柱面” 实际上也是由众多的晶面组成的（简平等，2001）。这一结晶特点与岩浆锆石具有显著的区别，后者锥面和柱面常发育完善。值得注意的是，如不仔细观察，具有多晶面的锆石易被误认为是受磨蚀的碎屑锆石。
图21－30 火成（a）、沉积（b）和变质（c）锆石形貌特征实例
(2)锆石延长系数（长/宽比）
沉积岩中的锆石长/宽比一般不超过2；火成岩中的锆石长宽比因岩石类型不同而不同，如基性岩中锆石长/宽比很大，一般为4～5甚至更大，碱性岩中锆石长/宽比一般小于或等于2，花岗岩中锆石长/宽比一般小于4；变质岩中的新生锆石或锆石增生边有时呈等轴状，其长/宽比接近1（图21－30），虽然也常见卵形或柱状的变质锆石，但仔细观察通常可以在它们的表面发现众多的小晶面。
(3)颜色和透明度
火成岩（特别是年轻的火成岩）中的锆石，一般透明度较好，岩石常呈浅黄色，通常越老的火成岩锆石颜色越深，元古宙或太古宙火成岩中的锆石常呈深棕色至玫瑰色，透明度较差。沉积岩中锆石多来自物源区各种不同时代的岩石，常以年轻的浅色和透明锆石为主，并有少量深色、透明度差的锆石（图21－30）。当然，古老的沉积岩中锆石来自于古老岩石，其颜色深、透明度差。
(4)锆石内部结构特征
近年来，阴极发光和背散射技术被广泛运用于锆石的研究中，使我们可以观察到锆石内部微细结构特征，进而分析锆石的成因和来源。在阴极发光图像中，典型的火成岩锆石常常显示振荡环带（图21－31a），振荡环带的宽窄与其结晶温度（结晶速度）有关。此外，有的锆石还见有原岩中未被完全熔融的继承锆石核（图21－31a）。此外，岩浆锆石中还可能出现扇形分带的结构，这种扇形分带结构是由于锆石结晶时外部环境的变化导致各晶面的生长速率不一致造成的。
变质锆石的内部结构常呈现无分带、弱分带、云雾状分带、扇形分带（图21－31b）、面状分带和斑杂状分带等特征（吴元保和郑永飞，2004）。
由于沉积岩通常来自多个物源区，或者物源区有多种类型的岩石，因此碎屑锆石的内部结构多样（图21－31c），既有火成岩锆石中常见的振荡环带结构，也有变质岩中常见的结构，如面状分带。
（2）锆石U－Pb年龄
锆石是一种稳定矿物，其U－Pb同位素体系在岩石风化剥蚀、搬运沉积以及中低级变质过程中可保持封闭，因此一般中低级变质岩中的锆石可记录其原岩的年龄特征。对于原岩为火成岩的正变质岩，如果变质过程没有导致锆石U－Pb同位素体系的重置，其锆石U－Pb年龄反映了岩浆冷却结晶的时间，因此该岩石中的所有锆石年龄应该相同。对于副变质岩，由于其原岩常来自多个物源，不同的锆石常常具有不同的年龄。
图21－31 阴极发光下的火成（a）、变质（b）和碎屑（c）锆石内部结构特征实例