华北东部岩石圈减薄的时限 ( 岩石圈减薄的起始和终止时间以及减薄的高峰期) 一直存在争议，目前对于华北东部岩石圈减薄时间的约束都是间接的。
一般说来，岩石圈最大减薄时，软流圈抬升至最高处，此时应产生大规模或者来源较浅的岩浆作用 ( Wolf et al.，1994) 。因此，对于岩石圈减薄时间的约束可以来自两个方面，一是岩浆活动的时代及岩石组合特征 ( 邓晋福等，1996) ; 二是幔源岩浆及其源区性质的变化 ( Perryet al.，1988; Daley et al.，1992; Wolf et al.，1994; Xu，2001) 。利用幔源岩浆及其源区性质的变化限定岩石圈减薄时间的方法的理论依据是，岩石圈减薄时，部分岩石圈地幔被软流圈所取代，其岩浆的源区由富集型地幔转变为亏损型地幔，由此导致岩浆的地球化学性质发生变化。
Griffin 等 ( 1998) 根据太行-吕梁地区和华北地块北缘铁岭地区的金伯利岩把岩石圈减薄时间限制到晚中生代-新生代，但是上述地区金伯利岩的时代并未测定过，且从其中闪长岩捕虏体的年龄判断这些金伯利岩很可能是新生代的 ( 闫峻等，2003) 。由于三叠纪是中国大陆南 ( 扬子克拉通) 北 ( 华北克拉通) 聚合的时期 ( Li et al.，1993) ，东部的岩石圈减薄应发生在上述拼合之后，具体时间应以开始出现大面积岩浆活动来加以限定。中国东部从中侏罗世开始出现较大范围的岩浆活动，具体时限集中在 180 ～155 Ma，特别是以 160 Ma 左右为主，所以该时限可能对应于岩石圈减薄开始的时间 ( 吴福元等，1999) 。但是三叠纪南北大陆拼合后可能出现的造山后演化会使上述问题复杂化 ( 李曙光等，2001) 。
针对华北东部在晚白垩世—古近纪出现拉斑玄武岩，有学者认为此应对应于岩石圈减薄的峰时 ( 邓晋福等，1996; 吴福元等，1999) 。由华北东部出现大量晚中生代壳源火成岩，以及新生代岩浆岩随时间变新而出现碱性和强碱性玄武岩的变化趋势，吴福元等( 2000) 提出了岩石圈减薄应发生在晚白垩世之前，并根据大兴安岭地区出现的以闹牛山火山为代表的约 145 Ma 的拉斑玄武岩，认为 145 ～120 Ma 是东部岩石圈减薄发生的主要时期。徐义刚 ( Xu，2001) 通过对华北地区中-新生代基性火山岩同位素资料的总结认为，华北东部岩石圈减薄可能在侏罗纪就已开始，最大减薄发生在晚白垩世。考虑到岩石圈减薄主要会引起下部软流圈地幔的上涌，并诱发地壳范围内的一系列岩浆、变质等地质作用，因此绝大部分学者认为华北东部的岩石圈减薄应发生在中新生代，更具体来说，华北东部岩石圈减薄主要发生时期应该是白垩纪。
但是从岩浆岩的发育角度分析，东北地区在三叠纪晚期出现大面积的造山后伸展岩石组合 ( Wu et al.，2002) ，与此对应的是在华北北缘出现非造山的碱性岩 ( 阎国翰等，2002) ，山东荣成晚三叠世甲子山正长岩的出现也暗示大别-苏鲁造山带在当时已进入造山后甚至非造山演化阶段 ( 林景仟等，1996) 。而华南地区的情况较为复杂，张树明等( 1998，1999a，1999b，2002，2004) 研究认为，该区在晚三叠-早侏罗世强烈挤压体制下形成的深成相花岗岩类与在古近纪和新近纪强烈伸展体制下形成的碱性玄武岩类之间，出现的是一套始于垂向调整、总体在走滑 ( 转换挤压和转换伸展) 体制下形成的由玄武岩-粗面英安岩-流纹岩、安山岩-粗安岩-流纹岩、英安岩-流纹岩等火山建造及后火山侵入体、陆相沉积岩组成的岩浆杂岩组合，说明该区在燕山早期的中侏罗世即已进入后造山演化阶段。陈培荣等 ( 1999，2002) 也认为华南南北向汇聚的造山后事件可能一直持续到中侏罗世。另外在新生代期间，岩石圈也可能发生过减薄 ( 邓晋福等，1996) ，但减薄的幅度不大，主要表现为由于热冷却而导致的新生岩石圈地幔的增生和岩石圈增厚。
从上述讨论可以看出，关于中国东部岩石圈减薄的时间问题，目前远未定论，尤其是关于岩石圈减薄开始的时间，目前还缺乏应有的资料。相对来说，对于岩石圈减薄峰期的认识有所一致，从成矿角度来看也是如此，120 ～130 Ma 的早白垩世是华北东部岩浆、成矿等作用最为强烈的时期 ( 陶奎元等，1999; 华仁民等，1999; 毛景文等，2000; Zhai et al.，2002;毛景文等，2003，2005; Zhang et al.，2005; 张树明等，2005) ，很可能就是对应岩石圈减薄的最大时期。其后进入热衰减时期，并出现以碱性玄武岩为代表的新生代岩浆活动。