从图5-7可见，杭州-诸广山-花山（HZH）高εNd值带分隔了湘桂内陆带、湘赣粤过渡带和皖南-苏南带，其东端实际上与华南地区花岗岩中地幔来源物质参与程度最强烈的赣西北-浙西北带重叠。因此，HZH带应该不仅有重要的地球化学意义，还可能有重要的地质意义。
最早识别出华南内陆这条高εNd值带的Gilder 等（1996）认为，这条带可能是伸展（加走滑）的产物而不是大陆碰撞的结果，它乃是华南东南部较活动地块同西北部较稳定的地块之间的一条界线。Chen和Jahn（1998）承认Gilder等（1996）在华南内陆首次鉴别出一条高εNd、低TDM带的意义，但是他们认为其构造意义还不清楚，为其提出一个可以接受的假设还为时过早。继而陈江峰等（1999）进一步认为从赣东北到粤西的加里东期低TDM花岗岩带可能代表沿江南加里东裂陷槽地幔物质上涌加入地壳的记录，但也可能与华南小洋盆或加里东残余洋盆的位置大体相当。而沿赣东北深断裂、千里山-昆仑关深断裂构造带分布的中生代低TDM花岗岩带则可能反映地壳内部北东向线型的拉张减薄带或者是断裂带和裂谷带，由于拉张作用导致地幔物质的加入以及地壳质量的净增长。Hong等（1998）则提出，HZH高εNd低TDM带可能是扬子板块和华夏板块在新元古代时的一条板块碰撞带，随后被古生代沉积所掩盖。沈渭洲等（2000）则认为该带的分布与晋宁期以来长期活动的赣杭构造带一致，可能是由于含有较多的地幔组分、且在地壳中存留时间短暂的年轻的地壳如双溪坞群、双桥山群等基底变质岩，经部分熔融形成。本文就此作进一步的讨论（洪大卫等，2002）。
HZH带的东端沿江山-绍兴断裂分布，有一系列新元古代的超镁铁辉闪质和闪长质岩体（795～890 Ma），并已强烈糜棱岩化，构成一条长150 km的糜棱岩带（周新民和朱云鹤，1992）。江绍断裂西北侧的赣东北-浙西北带分布着新元古代早期未变质-低变质的双溪坞群火山-沉积岩系，Sm-Nd同位素年龄（978±44）Ma（章邦桐等，1990）。东南侧的湘赣粤过渡带则分布着中新元古代绿片岩-角闪岩相的陈蔡群区域变质岩，Sm-Nd同位素年龄（1297±57）Ma（周新华，1997）。两侧的前寒武系岩石类型截然不同。赣东北-浙西北带以铜、金矿化为特征，湘赣粤过渡带则以钨、铀、铌、钽矿化为特色（表5-1），显然是两个不同的地球化学域。因此江山-绍兴断裂被认为是扬子板块同华夏板块在新元古代的碰撞对接带（水涛，1987；周新民和朱云鹤，1993）。
这一结论也得到近年来获得的地球物理资料的支持。屯溪-温州断面爆破地震资料显示，上地壳速度分布以江山-绍兴断裂为界两侧具有明显不同的特征。西北侧（扬子板块）速度等值线起伏很大，而东南侧（华夏板块）速度等值线变化相对平缓得多。沿江山-绍兴断裂带速度等值线十分密集，可能为一高角度冲断层（熊绍伯等，1993）。重磁资料表明，江山-绍兴断裂西北侧为大面积低磁区；重力场起伏变化较多，变化幅度较大；地壳厚度起伏变化也很大，在皖浙交界地区地壳厚度较大，约为36～37 km，在金（华）衢（县）盆地，地壳显著变薄，最薄处仅为28 km左右。东南侧磁异常以正异常为主，正负异常剧烈跳动，重力场起伏变化较少也较低缓；地壳厚度变化较平缓，一般在32～33 km左右。沿江山-绍兴断裂则是一个陡变的重力梯级带，大地电磁测深结果表明，它还对应着一个明显的低阻带（王谦身等，1993；闫雅兰等，1993，孔祥儒等，1993）。
地球物理资料还表明，江山-绍兴断裂带不仅是地壳上部的明显分界，同时也是上地幔的明显分界。东南侧（华夏板块）上地幔顶部速度为8.0～8.3 km/s，而西北侧（扬子板块）则为7.5～7.7 km/s，表明两侧地幔的性质和物质组成存在明显差异，江山-绍兴断裂可能是一条以挤压破碎性质为主要特征的超岩石圈断裂（孔祥儒等，1995）。
沿赣东北断裂出露的前述樟树墩蛇绿岩带Sm-Nd 同位素等时线年龄930～1154 Ma（徐备和乔广生，1989；周国庆和赵建新，1991；邢凤鸣等，1992）、锆石 SHRIMPU-Pb年龄（968±23）Ma（李献华等，1994）及在其东北皖南祁门-歙县断裂上出露的伏川蛇绿岩带Sm-Nd等时线年龄935～1035 Ma（周新民等，1989；邢凤鸣等，1992），说明扬子板块同华夏板块沿江山-绍兴断裂带碰撞拼合在10亿年左右，大体上相当于Rodinia超大陆聚合的时代（Hoffman，1991，1999；Condie，2001）。而与伏川蛇绿岩成构造接触的前述皖南许村过铝堇青石花岗闪长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（829±11）Ma，HZH带北侧的赣北九岭堇青石花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（818±10）Ma，江南古陆西南缘桂北本洞、三防和元宝山花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为（820±7）Ma、（825±6）Ma和（820±4）Ma（李献华等，2001），扬子地块北缘的湖北黄陵奥长花岗岩（819±10）Ma（马国干等，1989），扬子地块西南缘云南峨山黑云母钾长花岗岩（818±10）Ma（李献华等，2001），四川西南关刀山石英闪长岩（857±13）Ma（李献华等，2002）。虽然这些花岗岩的类型不同，彼此相距遥远，却有相当一致的形成时代，说明扬子地块820 Ma左右在大于1500 km×700 km的广大区域范围内在基本相同或相似的构造环境下发生过广泛的地壳重熔事件。李献华等（2001，2002）和葛文春等（2001）注意到，这些花岗岩的年龄同桂北中元古代四堡群中的基性岩脉/岩席的SHRIMP锆石U-Pb年龄（828±7）Ma和澳大利亚地幔柱成因的 Gairdner 岩墙群的年龄（827±6）Ma 一致（Li 等，1999），因此认为820 Ma左右这些花岗岩的形成可能同扬子地块和华夏地块在新元古代末的裂解，在更广泛的意义上也就是同Rodinia超大陆的裂解有关。
从江山往西，HZH带同样可能是扬子板块同华夏板块碰撞对接带的一部分，只不过因为被古生代沉积所掩盖，许多特征尚未被人们所认识。但是，HZH带两侧的湘桂内陆带和湘赣粤过渡带在同位素地球化学、花岗岩类型和特征矿化类型之间的一系列差别（表5-1）已露端倪。此外，还可以看到以下一些蛛丝马迹。
1）湘桂内陆带的震旦系—下古生界为碳酸盐岩台地沉积，由台地相碳酸盐岩、台缘斜坡相砾屑灰岩和斜坡相钙屑浊积岩、泥岩、硅质岩组成，代表一套陆壳基底上的大陆坡沉积，当属于扬子板块。而湘赣粤过渡带震旦系为陆屑浊流沉积，沉积厚度和沉降速率远大于前者，当属于华夏板块（刘宝珺等，1993；徐志刚，1995）。
2）在湘桂内陆带震旦系与下伏前震旦系为微角度不整合、或平行不整合接触，仅在沉积盆地中心地区为连续过渡关系。而在湘赣粤过渡带震旦系与下伏前震旦系为连续沉积，局部为假整合，仅在福建长汀一带出现不整合（江西、湖南、福建、广东、广西地质矿产局：1∶100万中国南岭及其邻区地质图，1984；刘宝珺等，1993）。
3）湘桂内陆带同扬子地台边缘类似，发育宽阔、舒缓的加里东期穹状褶皱，并以明显的印支期盖层褶皱为特征；而在湘赣粤过渡带则发育紧密的加里东期线状褶皱和强烈的劈理，基底断裂发育（江西、湖南、福建、广东、广西地质矿产局：1∶100万中国南岭及其邻区地质图，1984）。
4）湘桂内陆带的加里东花岗岩以S型为主，出露规模小，活动时间短暂（411～418 Ma），岩性较简单，以二长花岗岩为主，主要产于穹窿构造的核部，说明它们形成于稳定的地区；湘赣粤过渡带的加里东花岗岩规模巨大，I型和S型同时出现。花岗岩的活动时间漫长（569～377 Ma），岩性变化复杂，从石英闪长岩直至碱长花岗岩，混合岩化、片麻状构造发育，主要受断裂构造控制（地质矿产部南岭项目花岗岩专题组，1989；孙明志和徐克勤，1990）。
5）同加里东花岗岩的分布特点一致，大规模的加里东变质带（武夷山、九连山、云开大山和武功山）全部出露在湘赣粤过渡带，变质程度达角闪岩相，说明加里东运动时湘赣粤过渡带是一个高热流值区。
6）如Gilder等（1996）所指出的，侏罗-白垩纪岩浆活动和晚三叠世至早白垩世的陆相沉积盆地主要发育于HZH带以东地区。Zhou和Li（2000）所说的火山岩线也与HZH带大体一致，晚中生代火山岩分布在该线以东，在其以西基本缺乏火山岩。HZH带实际上是分隔华南西北较稳定地区同东南较活动地区之间的一条边界。
7）HZH带北侧的赣北进贤早官岭黑云角闪闪长岩侵入中元古代双桥山群，Rb-Sr年龄（1240±10）Ma（吴俊华，1995），可能同前述赣东北樟树墩蛇绿岩属于同一时代。HZH带南端西侧湖南道县中生代玄武岩中变形辉长岩包体Rb-Sr等时线年龄（1141±67）Ma，代表了元古宙底侵作用的产物（李昌年等，2001）。HZH带南端东侧粤西云开群中的斜长角闪片岩（原岩为基性火山岩）Sm-Nd等时线年龄（971±69）Ma，εNd（T）为±4.7±1.9，与之有关的接触变质矽卡岩的Sm-Nd等时线年龄（975±130）Ma（李献华等，1993）。广东信宜罗罐组片理化英安斑岩U-Pb年龄910 Ma，辉石岩Sm-Nd等时线年龄（905.5±4.1）Ma（张仁杰等，1991），变质基性岩Sm-Nd等时线年龄980 Ma（周汉文等，1993）。信宜旺沙垌尾变流纹斑岩与变英安斑岩单锆石U-Pb年龄922～940 Ma（张志兰、袁海华，1997）。云开群西南广西英桥混合花岗岩锆 U-Pb年龄（834±28）Ma（简平，1989）。以上资料说明，沿HZH带在新元古代初曾有强烈岩浆活动，可能同扬子地块与华夏地块的碰撞拼合有关。
图5-10 华南视磁化强度图
（据张季生和洪大卫，2002）
8）沿着HZH带东西两侧重磁场特征存在明显差异，在1∶100万布格重力异常图上，此线以东重力场为纺锤状大面积平缓负值区，磁场属于正磁异常为主的强磁异常区，磁异常变化较大，梯度强度也较大，局部异常的幅值在50～600 nT之间，方向各异；此线以西重力场与扬子地台组成一个块体，磁场微弱、低缓、平稳，一般幅值为不到100 nT的正异常（金文山等，1997）。根据对华南航磁异常进行化极处理和低通滤波后得到的视磁化强度J的分布来看（图5-10，张季生和洪大卫，2002），以绍兴-分宜-吉安-茶陵东-道县-玉林-北海东南和丽水-大埔一线为界，全区可以分成3个区。绍兴-分宜-吉安-茶陵东-道县-玉林-北海东南以西地区的磁性微弱、低缓，对应于前述的湘桂内陆强过铝S型花岗岩带；上述两条界线之间的地区磁性相对较强，一般视磁化强度值J小于250×10 -3 SI，对应于前述的湘赣粤弱过铝S型花岗岩带；丽水-大埔一线以东的地区磁性最强，视磁化强度J值最大可达700×10 -3 SI，并且视磁化强度J值变化也较大，对应于前述的浙闽粤I型花岗岩带。华南视磁化强度J从东向西呈逐渐减弱的趋势。根据现有爆破地震资料编制的华南Moho面等深度图（金文山等，1997），大致以HZH带为界两侧的厚度明显不同。东侧的地壳厚度变化不大，一般为30～32 km，局部为34 km；而西侧为一个较大梯级带，地壳厚度变化范围为30～48 km，一般大于40 km。地震与重磁资料似乎一致表明，HZH带两侧的深部为两个不同的块体。
9）根据泉州-黑水地学断面大地电磁测深和重磁资料推测（蒋洪堪等，1992；王懋基，1994），扬子板块和华夏板块的分界可能位于茶陵—永兴一线。在该线以东大地电磁测深反映出稳定的壳内高导层，爆破地震反映出较连续的壳内低速层。而该线以西从湘中到川东都没有壳内高导层，说明了两大块体的不同活动性。值得注意的是，茶陵-永兴-线同HZH带位置十分接近。
10）江西宜丰-吉安地区爆炸地震剖面的地壳 P 波速度结构的研究（王有学等，1997）表明：以分宜为界两边速度结构特征完全不同。近地表，剖面北侧速度较高，为5.80 km/s；在剖面南侧速度明显减小，为5.60 km/s。在地壳中部，剖面南侧存在一速度为5.75 km/s的低速层；在剖面北侧却没有低速层。中、下地壳的层速度，南侧明显大于北侧。在深度约10～20 km处，南侧速度为6.60 km/s；北侧仅为6.20 km/s。在深度约20 km至Moho面，南侧速度为6.80 km/s；北侧为6.65 km/s。此外，Moho面发生错动，南侧Moho面向上抬升约2.5 km。据此推测分宜是南北两个不同构造单元的分界。
11）根据熊亮萍等（1993）报道，华南地区实测热流值平均为（67.9±24.1）mW/m2，变化范围为35.6～209 mW/m2，西北部（江南和湘东）为低热流区，热流值为35.6～62.0 mW/m2，平均为（49.5±6.4）mW/m2；中部（湘赣交界至闽西）为高热流区，热流值为61.1～95.7 mW/m2，平均为（71.1±7.1）mW/m2；东部（闽粤沿海一带）为低热流区，热流值为47.1～58.9 mW/m2，平均值（51.2±4.4）mW/m2，值得注意的是，西北部低热流区同中部高热流区的界线同HZH带相当接近。
上述资料暗示，扬子板块同华夏板块沿HZH 带碰撞对接可能发生过不止一次。最初可能发生在新元古代初，而后在新元古代末又大致沿着HZH 带裂开，至加里东期沿着古老缝合带再次拼合（杨明桂等，1994）。
由于目前缺乏资料，HZH带至广西花山后，向西尚不知该如何延伸。但是根据Sri ＝0.720等值线和视磁化强度J的分布推测，HZH带可能沿岑溪-博白断裂延伸，因为它正好同桂东南大容山-十万大山花岗岩基的走向一致，后者正是典型的碰撞型堇青石花岗岩（锆石SHRIMPU-Pb年龄230～236 Ma，邓希等，2004），沿断裂带并有基性、超基性岩发育，或许正是三叠纪扬子和华夏两大板块最终在桂东南地区碰撞的佐证。
总之按照上述分析，HZH带以西的湘桂内陆带就当是奠基于扬子板块之上，而HZH带以东的湘赣粤过渡带则系奠基于华夏板块之上。可能正是因为HZH 带是扬子板块和华夏板块在新元古代的碰撞对接带，并且此后多次沿该带开合，HZH带就成为地幔物质上涌加入地壳的一条重要通道，导致该带花岗岩的εNd值升高和TDM值降低。