最早確定高εNd值華南內陸區的Gilder等人(1996)認為，該帶可能是伸展作用(加走滑)的產物，而不是大陸碰撞的結果，是中國東南部較活躍地塊與中國西北部較穩定地塊的分界線。陳和Jahn(1998)承認Gilder等人(1996)首先確定了華南內陸高εNd低TDM帶的意義，但他們認為其構造意義不明確，提出壹個可接受的假說為時尚早。然後陳江峰等人(1999)進壹步認為，贛東北至粵西的加裏東期低TDM花崗巖帶可能代表了地幔物質沿江南加裏東拗拉槽上湧進入地殼的記錄，但也可能大致相當於華南小洋盆或加裏東期殘留洋盆的位置。而沿贛東北和千裏山-昆侖關深大斷裂分布的中生代低TDM花崗巖帶，可能反映了地殼中的NE向線性拉伸變薄帶或斷裂帶、裂谷帶，由於拉伸作用導致地幔物質的加入和地殼質量的凈增加。洪等(1998)提出HZH高ε低TDM帶可能是新元古代揚子板塊與華夏板塊的碰撞帶，後來被古生代沈積所覆蓋。沈偉洲等人(2000)認為該帶的分布與晉寧期以來長期活動的贛杭構造帶壹致，可能是由於雙溪塢群、雙橋山群等年輕基底變質巖部分熔融，含有較多地幔成分，地殼壽命較短。本文對此進行了進壹步討論(David Hong等人，2002)。
HZH帶的東端沿燕山-紹興斷裂分布，有壹系列新元古代超鎂鐵質角閃巖和閃長巖(795~890 Ma)，已被強烈糜棱巖化，形成壹條長150 km的糜棱巖帶(周新民和朱雲鶴，1992)。新元古代早期雙溪塢群火山-沈積巖系分布在江邵斷裂西北側的贛東北-浙西北帶，Sm-Nd同位素年齡為(978±44)Ma(張邦通等，1990)。東南部湘贛粵過渡帶，出露中元古代綠片巖-角閃巖相的陳蔡群區域變質巖，Sm-Nd同位素年齡為(1297±57)Ma(周新華，1997)。兩邊的前寒武紀巖石類型完全不同。贛東北-浙西北帶以銅、金礦化為特征，湘贛粵過渡帶以鎢、鈾、鈮、鉭成礦為特征(表5-1)，明顯是兩個不同的地球化學域。因此，江山-紹興斷裂被認為是新元古代揚子板塊與華夏板塊的碰撞對接帶(水濤，1987；周新民和朱雲鶴，1993)。
這壹結論也得到了近年來獲得的地球物理數據的支持。屯溪-溫州剖面爆破地震資料表明，江山-紹興斷裂兩側上地殼速度分布有明顯差異。西北側(揚子板塊)速度等值線波動較大，東南側(華夏板塊)速度等值線變化相對平緩。沿江山-紹興斷裂帶的速度等值線非常密集，可能是壹條高角度逆沖斷層(熊等，1993)。重磁資料顯示，江山-紹興斷裂的西北側是大面積的低磁場；重力場起伏多，變化幅度大；地殼的厚度起伏很大。皖浙交界地區地殼厚度為36 ~ 37 km，金(化)曲(縣)盆地明顯變薄，最薄處僅28 km左右。東南部磁異常以正異常為主，正負異常跳躍劇烈，重力場波動較少且較慢；地殼厚度變化平緩，壹般在32 ~ 33公裏左右。沿江的燕山-紹興斷裂是壹個陡峻的重力臺階帶，大地電磁測深結果表明，它還對應著壹個明顯的低阻帶(王等，1993；嚴雅蘭等，1993，孔祥如等，1993)。
地球物理資料還表明，江山-紹興斷裂帶不僅是上地殼和上地幔的明顯分界。東南側(華夏板塊)上地幔頂部的速度為8.0 ~ 8.3 km/s，西北側(揚子板塊)為7.5 ~ 7.7 km/s，表明兩側地幔的性質和物質組成存在明顯差異。江山-紹興斷裂可能是壹條具有擠壓性質的超巖石圈斷裂(孔祥如等，1995)。
沿贛東北斷裂出露的樟樹墩蛇綠巖帶Sm-Nd同位素等時線年齡為930 ~ 1154 Ma(許蓓和喬廣生，1989；周國慶和趙建新，1991；邢等，1992)、鋯石SHRIMPU-Pb年齡(968±23)Ma(李等，1994)和出露在中國東北皖南祁門-歙縣斷裂上的富川蛇綠巖帶Sm-Nd等時線年齡為935 ~ 1000。邢等，1992)，這說明揚子板塊與華夏板塊沿燕山-紹興斷裂帶的碰撞約為10億年，大致相當於羅迪尼亞超大陸聚合時代(Hoffman，1991，1999；康迪，2001).而皖南許村鋁質堇青石花崗閃長巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為(829 11) Ma，贛北九嶺堇青石花崗巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為(818 10) Ma。江南古陸西南緣洞、三坊和元寶山花崗巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為(820±7)Ma、(825±6)Ma和(820±4)Ma(李等，2001)，揚子地塊北緣湖北黃陵普通輝石花崗巖(揚子地塊西南緣819)，雲南峨山黑雲母鉀長花崗巖(818 65這些花崗巖雖然類型不同，相距較遠，但形成時代相當壹致，表明在基本相同或相似的構造環境下，揚子地塊在1500 km×700 km以上的廣闊區域內發生了廣泛的地殼重熔事件。李等(2001，2002)和葛等(2001)指出，這些花崗巖的時代與桂北中元古代群中的基性巖脈/基性巖席的時代相同(828±7)Ma，與澳大利亞地幔柱形成的蓋爾德納巖墻群的時代相同(827±6)Ma。因此，認為820 Ma左右這些花崗巖的形成可能與新元古代末揚子地塊和華夏地塊的裂解有關，從更廣泛的意義上說，也與Rodinia超大陸的裂解有關。
從江山往西，HZH帶也可能是揚子板塊和華夏板塊碰撞帶的壹部分，但由於被古生代沈積物所覆蓋，許多特征還沒有被認識。但是，在HZH帶兩側的湘桂內陸帶和湘贛粵過渡帶之間出現了壹系列的差異(表5-1)。此外，還可以看到以下線索。
1)湘桂內陸帶震旦系-下古生界為碳酸鹽臺地沈積，由臺地相碳酸鹽、臺地邊緣斜坡相礫質灰巖和斜坡相鈣質濁積巖、泥巖和矽質巖組成，代表大陸地殼基底上的壹套陸坡沈積，屬揚子板塊。而湘贛粵過渡帶的震旦系屬於華夏板塊(劉寶軍等，1993；徐誌剛，1995)。
2)在湘桂內陸帶，震旦系與下伏前震旦系呈微角度不整合或平行不整合接觸，僅在沈積盆地中心區呈連續過渡關系。但在湘贛粵過渡帶，震旦系和下伏前震旦系連續沈積，部分呈偽整合，僅在福建長汀出現不整合(江西、湖南、福建、廣東、廣西地礦局:1: 1中國南嶺及鄰區百萬地質圖，1984；劉寶軍等，1993)。
3)與揚子地臺邊緣相似，湘桂內陸帶發育寬闊平緩的加裏東穹隆褶皺，以明顯的印支期蓋層褶皺為特征；湘贛粵過渡帶，加裏東線性褶皺和強劈理發育，基底斷裂發育(贛、湘、閩、粵、桂地礦局:1: 1萬中國南嶺及鄰區地質圖，1984)。
4)湘桂內陸帶加裏東期花崗巖以S型為主，出露規模小，活動時間短(465，438+065，438+0 ~ 465，438+08 Ma)，巖性簡單，以二長花崗巖為主，主要產於穹狀構造核心，表明形成於穩定區；湘贛粵過渡帶加裏東期花崗巖規模巨大，I型和S型同時出現。花崗巖活動時間長(569~377 Ma)，巖性變化復雜。從石英閃長巖到堿長花崗巖，混合巖化，似片麻巖，主要受斷裂構造控制(地礦部南嶺項目花崗巖專項組，1989；孫和，1990)。
5)與加裏東期花崗巖的分布特征相壹致，大規模的加裏東期變質帶(武夷山、九連山、雲開山、武功山)均出露於湘贛粵過渡帶，變質程度達到角閃巖相，表明湘贛粵過渡帶在加裏東運動期間是壹個高熱流密度區。
6)正如Gilder等人(1996)指出的，晚三疊世至早白堊世的侏羅紀-白堊紀巖漿作用和陸相沈積盆地主要發育在HZH帶的東部。周、李(2000)等提出的火山巖線也與HZH帶大體壹致，晚中生代火山巖分布於該線以東，西部基本缺失。事實上，HZH帶是華南西北部穩定區和東南部活動區的分界線。
7)位於7)HZH帶北側的進賢棗官嶺黑雲母角閃石侵入中元古界雙橋山群，Rb-Sr年齡為(1240 10) Ma(吳俊華，1995)，可能與贛東北樟樹墩蛇綠巖屬同壹時代。HZH帶南端以西湖南道縣中生代玄武巖中變形輝長巖包裹體的Rb-Sr等時線年齡為(1141 67) Ma，代表元古代底侵作用的產物(李昌年等，2001)。HZH帶南端以東粵西雲開群斜長角閃巖片巖(原巖為基性火山巖)的Sm-Nd等時線年齡為(971.69)Ma，εNd(T)為4.7 1.9，與之相關的接觸變質夕卡巖的Sm-Nd等時線年齡為(975+0.9)。廣東新沂羅官組葉理英安斑巖的U-Pb年齡為910 Ma，輝石巖的Sm-Nd等時線年齡為(905.5±4.1)Ma(張等，1991)，變質基性巖的Sm-Nd等時線年齡為980 Ma()。新沂王沙洞底的流變斑巖和變質英安斑巖的單鋯石U-Pb年齡為922～940Ma(張和袁海華，1997)。雲開群桂西南英橋混合花崗巖的鋯U-Pb年齡為(834±28)Ma(建平，1989)。上述資料表明，新元古代早期沿HZH帶有強烈的巖漿活動，這可能與揚子地塊和華夏地塊的碰撞有關。
圖5-10華南視磁化強度圖
(根據張繼生和大衛·洪，2002年)
8)沿HZH帶，東西重力場特征差異明顯。在1 ∶ 1萬布格重力異常圖上，該線以東的重力場為紡錘形大面積平緩負區，磁場屬於以正磁異常為主的強磁異常區。磁異常變化大，梯度強度也大。局部異常幅度在50 and 600 nt之間，方向不壹。該線以西的重力場與揚子地臺形成塊體，磁場微弱、緩慢、穩定，壹般振幅小於100 nT(金文山等，1997)。根據華南地區磁異常經極化處理和低通濾波後得到的視磁化強度J的分布(圖5-10，張繼生和洪大偉，2002)，以紹興-分宜-集安-茶陵東-道縣-玉林-北海東南和溧水-大埔為界，全區可分為三個區。紹興-分宜-吉安-茶陵東-道縣-玉林-北海東南部和西部的磁性弱而低，對應前面提到的湘桂內陸鋁較強的S型花崗巖帶。上述兩個邊界之間的區域磁性相對較強，壹般視磁化值J小於250×10 -3 SI，對應於前述湘贛粵弱過鋁S型花崗巖帶。麗水-大埔線以東地區磁性最強，最大視磁化強度J可達700×10 -3 SI，視磁化強度J變化較大，對應前述浙閩粵ⅰ型花崗巖帶。華南地區的視磁化強度J自東向西逐漸減弱。根據現有爆破地震資料，大致以HZH帶為界的華南莫霍面等值線圖(金文山等，1997)，兩側厚度明顯不同。東側地殼厚度變化不大，壹般30 ~ 32公裏，局部34公裏；；而西側有壹個較大的臺階帶，地殼厚度在30 ~ 48km不等，壹般在40 km以上。地震和重磁數據似乎是壹致的，說明HZH帶兩側的深度是兩個不同的塊體。
9)根據泉州-黑水地學斷面大地電磁測深及重磁資料(蔣洪侃等，1992；王茂基，1994)，揚子板塊與華夏板塊的邊界可能位於茶陵-永興線。線以東的大地電磁測深反映了殼內穩定的高導層，爆破地震反映了殼內相對連續的低速層。而線以西的湘中至川東地區地殼中沒有高導層，顯示了兩個地塊的不同活動。值得註意的是，茶陵-永興線非常靠近HZH帶。
10)江西宜豐-吉安地區爆炸地震剖面的地殼P波速度結構研究(王有學等，1997)表明，邊界兩側的速度結構特征完全不同。近地表，剖面北側速度較高，為5.80km/s；在剖面南側，速度明顯降低到5.60 km/s，在地殼中部，剖面南側有壹個速度為5.75 km/s的低速層；剖面的北側沒有低速層。中下地殼的層速度在南側明顯高於北側。在深度約10 ~ 20公裏處，南速6.60公裏/秒；北側僅為6.20km/s，在距莫霍面約20km的深度，南側速度為6.80km/s；北側為6.65 km/s，此外，莫霍面發生錯位，南側莫霍面向上擡升約2.5 km。據此推測，該分區為南北兩個不同構造單元的分界線。
11)根據熊良平(1993)的報告，華南地區平均實測熱流值為(67.9±24.1)MW/m2，範圍為35.6 ~ 209 MW/m2，西北(江南、湘東)為低熱流區。中部(湘贛交界至閩西)為高熱流區，熱流值為61.1 ~ 95.7 MW/m2，平均值為(71.1)MW/m2；東部(閩粵沿海)為低熱通量區，熱通量值為47.1 ~ 58.9 MW/m2，平均值為(51.2±4.4)MW/m2。值得註意的是，西北低熱通量區和中央高熱通量區的邊界離HZH帶相當近。
上述數據表明，揚子板塊和華夏板塊沿HZH帶的碰撞和對接可能發生過不止壹次。可能發生在新元古代初期，然後在新元古代末期沿HZH帶裂解，在加裏東期沿古縫合帶重新組裝(楊明貴等，1994)。
由於目前資料缺乏，HZH帶到廣西花山後如何向西延伸不得而知。但根據Sri =0.720等值線和視磁化強度J的分布，推測HZH帶可能沿岑溪-博白斷裂延伸，因為它與桂東南大榕山-十萬大山花崗巖基底走向重合，是典型的碰撞型堇青石花崗巖(鋯石SHRIMPU-Pb年齡為230~236 Ma，Dunxi et al .，2004)與沿斷裂帶的基性和超基性巖。
總之，根據以上分析，HZH帶以西的湘桂內陸帶是以揚子板塊為基礎的，而HZH帶以東的湘贛粵過渡帶是以華夏板塊為基礎的。可能正是因為HZH帶是新元古代揚子板塊和華夏板塊的碰撞對接帶，此後多次開合，HZH帶成為地幔物質上湧進入地殼的重要通道，導致該帶花崗巖的εNd值增大，TDM值減小。