杭州-诸广山-华山高εNd带的地质意义
最早确定高εNd值华南内陆区的Gilder等人(1996)认为，该带可能是伸展作用(加走滑)的产物，而不是大陆碰撞的结果，是中国东南部较活跃地块与中国西北部较稳定地块的分界线。陈和Jahn(1998)承认Gilder等人(1996)首先确定了华南内陆高εNd低TDM带的意义，但他们认为其构造意义不明确，提出一个可接受的假说为时尚早。然后陈江峰等人(1999)进一步认为，赣东北至粤西的加里东期低TDM花岗岩带可能代表了地幔物质沿江南加里东拗拉槽上涌进入地壳的记录，但也可能大致相当于华南小洋盆或加里东期残留洋盆的位置。而沿赣东北和千里山-昆仑关深大断裂分布的中生代低TDM花岗岩带，可能反映了地壳中的NE向线性拉伸变薄带或断裂带、裂谷带，由于拉伸作用导致地幔物质的加入和地壳质量的净增加。洪等(1998)提出HZH高ε低TDM带可能是新元古代扬子板块与华夏板块的碰撞带，后来被古生代沉积所覆盖。沈伟洲等人(2000)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，可能是由于双溪坞群、双桥山群等年轻基底变质岩部分熔融，含有较多地幔成分，地壳寿命较短。本文对此进行了进一步讨论(David Hong等人，2002)。
HZH带的东端沿燕山-绍兴断裂分布，有一系列新元古代超镁铁质角闪岩和闪长岩(795~890 Ma)，已被强烈糜棱岩化，形成一条长150 km的糜棱岩带(周新民和朱云鹤，1992)。新元古代早期双溪坞群火山-沉积岩系分布在江邵断裂西北侧的赣东北-浙西北带，Sm-Nd同位素年龄为(978±44)Ma(张邦通等，1990)。东南部湘赣粤过渡带，出露中元古代绿片岩-角闪岩相的陈蔡群区域变质岩，Sm-Nd同位素年龄为(1297±57)Ma(周新华，1997)。两边的前寒武纪岩石类型完全不同。赣东北-浙西北带以铜、金矿化为特征，湘赣粤过渡带以钨、铀、铌、钽成矿为特征(表5-1)，明显是两个不同的地球化学域。因此，江山-绍兴断裂被认为是新元古代扬子板块与华夏板块的碰撞对接带(水涛，1987；周新民和朱云鹤，1993)。
这一结论也得到了近年来获得的地球物理数据的支持。屯溪-温州剖面爆破地震资料表明，江山-绍兴断裂两侧上地壳速度分布有明显差异。西北侧(扬子板块)速度等值线波动较大，东南侧(华夏板块)速度等值线变化相对平缓。沿江山-绍兴断裂带的速度等值线非常密集，可能是一条高角度逆冲断层(熊等，1993)。重磁资料显示，江山-绍兴断裂的西北侧是大面积的低磁场；重力场起伏多，变化幅度大；地壳的厚度起伏很大。皖浙交界地区地壳厚度为36 ~ 37 km，金(化)曲(县)盆地明显变薄，最薄处仅28 km左右。东南部磁异常以正异常为主，正负异常跳跃剧烈，重力场波动较少且较慢；地壳厚度变化平缓，一般在32 ~ 33公里左右。沿江的燕山-绍兴断裂是一个陡峻的重力台阶带，大地电磁测深结果表明，它还对应着一个明显的低阻带(王等，1993；严雅兰等，1993，孔祥如等，1993)。
地球物理资料还表明，江山-绍兴断裂带不仅是上地壳和上地幔的明显分界。东南侧(华夏板块)上地幔顶部的速度为8.0 ~ 8.3 km/s，西北侧(扬子板块)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具有挤压性质的超岩石圈断裂(孔祥如等，1995)。
沿赣东北断裂出露的樟树墩蛇绿岩带Sm-Nd同位素等时线年龄为930 ~ 1154 Ma(许蓓和乔广生，1989；周国庆和赵建新，1991；邢等，1992)、锆石SHRIMPU-Pb年龄(968±23)Ma(李等，1994)和出露在中国东北皖南祁门-歙县断裂上的富川蛇绿岩带Sm-Nd等时线年龄为935 ~ 1000。邢等，1992)，这说明扬子板块与华夏板块沿燕山-绍兴断裂带的碰撞约为10亿年，大致相当于罗迪尼亚超大陆聚合时代(Hoffman，1991，1999；康迪，2001).而皖南许村铝质堇青石花岗闪长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(829 11) Ma，赣北九岭堇青石花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(818 10) Ma。江南古陆西南缘洞、三坊和元宝山花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(820±7)Ma、(825±6)Ma和(820±4)Ma(李等，2001)，扬子地块北缘湖北黄陵普通辉石花岗岩(扬子地块西南缘819)，云南峨山黑云母钾长花岗岩(818 65这些花岗岩虽然类型不同，相距较远，但形成时代相当一致，表明在基本相同或相似的构造环境下，扬子地块在1500 km×700 km以上的广阔区域内发生了广泛的地壳重熔事件。李等(2001，2002)和葛等(2001)指出，这些花岗岩的时代与桂北中元古代群中的基性岩脉/基性岩席的时代相同(828±7)Ma，与澳大利亚地幔柱形成的盖尔德纳岩墙群的时代相同(827±6)Ma。因此，认为820 Ma左右这些花岗岩的形成可能与新元古代末扬子地块和华夏地块的裂解有关，从更广泛的意义上说，也与Rodinia超大陆的裂解有关。
从江山往西，HZH带也可能是扬子板块和华夏板块碰撞带的一部分，但由于被古生代沉积物所覆盖，许多特征还没有被认识。但是，在HZH带两侧的湘桂内陆带和湘赣粤过渡带之间出现了一系列的差异(表5-1)。此外，还可以看到以下线索。
1)湘桂内陆带震旦系-下古生界为碳酸盐台地沉积，由台地相碳酸盐、台地边缘斜坡相砾质灰岩和斜坡相钙质浊积岩、泥岩和硅质岩组成，代表大陆地壳基底上的一套陆坡沉积，属扬子板块。而湘赣粤过渡带的震旦系属于华夏板块(刘宝军等，1993；徐志刚，1995)。
2)在湘桂内陆带，震旦系与下伏前震旦系呈微角度不整合或平行不整合接触，仅在沉积盆地中心区呈连续过渡关系。但在湘赣粤过渡带，震旦系和下伏前震旦系连续沉积，部分呈伪整合，仅在福建长汀出现不整合(江西、湖南、福建、广东、广西地矿局:1: 1中国南岭及邻区百万地质图，1984；刘宝军等，1993)。
3)与扬子地台边缘相似，湘桂内陆带发育宽阔平缓的加里东穹隆褶皱，以明显的印支期盖层褶皱为特征；湘赣粤过渡带，加里东线性褶皱和强劈理发育，基底断裂发育(赣、湘、闽、粤、桂地矿局:1: 1万中国南岭及邻区地质图，1984)。
4)湘桂内陆带加里东期花岗岩以S型为主，出露规模小，活动时间短(465，438+065，438+0 ~ 465，438+08 Ma)，岩性简单，以二长花岗岩为主，主要产于穹状构造核心，表明形成于稳定区；湘赣粤过渡带加里东期花岗岩规模巨大，I型和S型同时出现。花岗岩活动时间长(569~377 Ma)，岩性变化复杂。从石英闪长岩到碱长花岗岩，混合岩化，似片麻岩，主要受断裂构造控制(地矿部南岭项目花岗岩专项组，1989；孙和，1990)。
5)与加里东期花岗岩的分布特征相一致，大规模的加里东期变质带(武夷山、九连山、云开山、武功山)均出露于湘赣粤过渡带，变质程度达到角闪岩相，表明湘赣粤过渡带在加里东运动期间是一个高热流密度区。
6)正如Gilder等人(1996)指出的，晚三叠世至早白垩世的侏罗纪-白垩纪岩浆作用和陆相沉积盆地主要发育在HZH带的东部。周、李(2000)等提出的火山岩线也与HZH带大体一致，晚中生代火山岩分布于该线以东，西部基本缺失。事实上，HZH带是华南西北部稳定区和东南部活动区的分界线。
7)位于7)HZH带北侧的进贤枣官岭黑云母角闪石侵入中元古界双桥山群，Rb-Sr年龄为(1240 10) Ma(吴俊华，1995)，可能与赣东北樟树墩蛇绿岩属同一时代。HZH带南端以西湖南道县中生代玄武岩中变形辉长岩包裹体的Rb-Sr等时线年龄为(1141 67) Ma，代表元古代底侵作用的产物(李昌年等，2001)。HZH带南端以东粤西云开群斜长角闪岩片岩(原岩为基性火山岩)的Sm-Nd等时线年龄为(971.69)Ma，εNd(T)为4.7 1.9，与之相关的接触变质夕卡岩的Sm-Nd等时线年龄为(975+0.9)。广东新沂罗官组叶理英安斑岩的U-Pb年龄为910 Ma，辉石岩的Sm-Nd等时线年龄为(905.5±4.1)Ma(张等，1991)，变质基性岩的Sm-Nd等时线年龄为980 Ma()。新沂王沙洞底的流变斑岩和变质英安斑岩的单锆石U-Pb年龄为922～940Ma(张和袁海华，1997)。云开群桂西南英桥混合花岗岩的锆U-Pb年龄为(834±28)Ma(建平，1989)。上述资料表明，新元古代早期沿HZH带有强烈的岩浆活动，这可能与扬子地块和华夏地块的碰撞有关。
图5-10华南视磁化强度图
(根据张继生和大卫·洪，2002年)
8)沿HZH带，东西重力场特征差异明显。在1 ∶ 1万布格重力异常图上，该线以东的重力场为纺锤形大面积平缓负区，磁场属于以正磁异常为主的强磁异常区。磁异常变化大，梯度强度也大。局部异常幅度在50 and 600 nt之间，方向不一。该线以西的重力场与扬子地台形成块体，磁场微弱、缓慢、稳定，一般振幅小于100 nT(金文山等，1997)。根据华南地区磁异常经极化处理和低通滤波后得到的视磁化强度J的分布(图5-10，张继生和洪大伟，2002)，以绍兴-分宜-集安-茶陵东-道县-玉林-北海东南和溧水-大埔为界，全区可分为三个区。绍兴-分宜-吉安-茶陵东-道县-玉林-北海东南部和西部的磁性弱而低，对应前面提到的湘桂内陆铝较强的S型花岗岩带。上述两个边界之间的区域磁性相对较强，一般视磁化值J小于250×10 -3 SI，对应于前述湘赣粤弱过铝S型花岗岩带。丽水-大埔线以东地区磁性最强，最大视磁化强度J可达700×10 -3 SI，视磁化强度J变化较大，对应前述浙闽粤ⅰ型花岗岩带。华南地区的视磁化强度J自东向西逐渐减弱。根据现有爆破地震资料，大致以HZH带为界的华南莫霍面等值线图(金文山等，1997)，两侧厚度明显不同。东侧地壳厚度变化不大，一般30 ~ 32公里，局部34公里；；而西侧有一个较大的台阶带，地壳厚度在30 ~ 48km不等，一般在40 km以上。地震和重磁数据似乎是一致的，说明HZH带两侧的深度是两个不同的块体。
9)根据泉州-黑水地学断面大地电磁测深及重磁资料(蒋洪侃等，1992；王茂基，1994)，扬子板块与华夏板块的边界可能位于茶陵-永兴线。线以东的大地电磁测深反映了壳内稳定的高导层，爆破地震反映了壳内相对连续的低速层。而线以西的湘中至川东地区地壳中没有高导层，显示了两个地块的不同活动。值得注意的是，茶陵-永兴线非常靠近HZH带。
10)江西宜丰-吉安地区爆炸地震剖面的地壳P波速度结构研究(王有学等，1997)表明，边界两侧的速度结构特征完全不同。近地表，剖面北侧速度较高，为5.80km/s；在剖面南侧，速度明显降低到5.60 km/s，在地壳中部，剖面南侧有一个速度为5.75 km/s的低速层；剖面的北侧没有低速层。中下地壳的层速度在南侧明显高于北侧。在深度约10 ~ 20公里处，南速6.60公里/秒；北侧仅为6.20km/s，在距莫霍面约20km的深度，南侧速度为6.80km/s；北侧为6.65 km/s，此外，莫霍面发生错位，南侧莫霍面向上抬升约2.5 km。据此推测，该分区为南北两个不同构造单元的分界线。
11)根据熊良平(1993)的报告，华南地区平均实测热流值为(67.9±24.1)MW/m2，范围为35.6 ~ 209 MW/m2，西北(江南、湘东)为低热流区。中部(湘赣交界至闽西)为高热流区，热流值为61.1 ~ 95.7 MW/m2，平均值为(71.1)MW/m2；东部(闽粤沿海)为低热通量区，热通量值为47.1 ~ 58.9 MW/m2，平均值为(51.2±4.4)MW/m2。值得注意的是，西北低热通量区和中央高热通量区的边界离HZH带相当近。
上述数据表明，扬子板块和华夏板块沿HZH带的碰撞和对接可能发生过不止一次。可能发生在新元古代初期，然后在新元古代末期沿HZH带裂解，在加里东期沿古缝合带重新组装(杨明贵等，1994)。
由于目前资料缺乏，HZH带到广西花山后如何向西延伸不得而知。但根据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，因为它与桂东南大榕山-十万大山花岗岩基底走向重合，是典型的碰撞型堇青石花岗岩(锆石SHRIMPU-Pb年龄为230~236 Ma，Dunxi et al .，2004)与沿断裂带的基性和超基性岩。
总之，根据以上分析，HZH带以西的湘桂内陆带是以扬子板块为基础的，而HZH带以东的湘赣粤过渡带是以华夏板块为基础的。可能正是因为HZH带是新元古代扬子板块和华夏板块的碰撞对接带，此后多次开合，HZH带成为地幔物质上涌进入地壳的重要通道，导致该带花岗岩的εNd值增大，TDM值减小。