地质学文摘 - 秦岭-大别造山带 10330字
1 碰撞造山
《当前造山带研究的几个重要问题》在早期板块构造学说中，大陆碰撞是作为会聚板块边界的一种类型提出来的。当时认为浮力效应使一个大陆不可能消减到另一大陆之下，从而两者一旦碰撞，其间的运动就会被迫停止而转移到旁侧新生成的消减带上。但是事实证明造山带的演化是一个远为复杂而漫长的过程。
碰撞造山带的演化总的可分为4个阶段：
(1)前碰撞或安第斯阶段: 本阶段涉及碰撞缝合带所代表的两大陆之间的洋盆从收缩开始以来的漫长演化，包括活动陆缘体系的发育和先期的弧陆碰撞。这一阶段的记录将以含大洋亲缘物质，以及岩浆中有幔源组分参与为特征。在空间上它主要沿当时的大陆边缘分布。
(2)碰撞阶段：本阶段始于洋盆闭合，所以主要是仰冲和俯冲陆壳以及它们间残余海盆的相互作用。大陆边缘不规则的突出岬角最先撞击对侧，引发局部变形、走滑和旋转；然后才是两陆块逐渐全面拼合，以研究较清楚的喜马拉雅带为例，碰撞最早在60Ma前从巴基斯坦西北部的科希斯坦(Kohistan)开始，那里最老的榴辉岩相峰期变质Sm-Nd年龄为49Ma，向东逐渐变新，拉达克-西藏南部为50Ma，所以大陆碰合的持续时间在10Ma以上，还伴随着印度陆块逆时针转动了约15°。对秦岭-大别造山带来说缝合则是自东向西演进的。
(3)叠瓦冲断或阿尔卑斯阶段：大陆碰撞只是减缓了板块的会聚速度，并未使之停止，持续的挤压导致构造叠置，所以这一阶段的主要效应是使地壳增厚并出现山根。这一过程最终可能使深部地壳发生局部熔融，地壳沿碰撞缝合带增厚的同时，会聚应变还扩展到造山带范围以外的广阔地区，其最主要的表现是地块沿走滑断裂大幅度的侧向位移。
(4)坍塌或拆离阶段 岩石圈是由地壳和下伏上地幔组成。大陆岩石圈下部在地壳增厚期间的榴辉岩相相变以及它的温度低于以下的软流圈地幔，使得前者可能变得比后者更致密一些。这种结构产生了潜在的重力失稳，导致拆沉作用发生，岩石圈地幔为软流圈地幔所取代。后者的上拱又促使地壳局部熔融和侧向流动，地表也随之沉陷。演化后期当板块的会聚应力消失以后，造山带会在其自重下发生伸展坍塌。这些作用的结果都趋向于使地壳减薄、山根消失，伸展构造取代了挤压，逆冲断层以正断的方式再活动，地表的构造体制发生了反转。
早期的地质学家从地层叠置现象认识到垂直方向的地壳运动，地槽概念就是有关地壳先沉降然后隆升的理论。上世纪末对阿尔卑斯褶皱逆冲构造的观察得出横过造山带存在巨大的挤压缩短，从而将造山带的变形研究提高到了二维尺度。本世纪40年代苏格兰大格兰(GreatGlen)断层左行110km断距的确定，以及对北美圣安德列斯走滑系等的研究已揭示出还存在第三维，即平行造山带方向的运动，古地磁测定反映出的地块旋转也是通过其边界上的走滑运动实现的。(马文璞.1999.地学前缘.第6卷.第3期.)
《秦岭山脉南部勉略碰撞带造山作用时代的40Ar/39Ar年代学证据》该碰撞带被认为是中朝与扬子两个古陆之间的缝合带，主要由泥盆纪和石炭纪的陆缘堆积物，包括活动与被动陆缘堆积物和时代不确定的古洋岩石圈残片等成。近年来，在该带的硅质岩中发现了晚泥盆世的牙形石和早石炭世的放射虫化石，从而进一步证明了该带前身为古生代的洋盆。通过白云母40Ar/39Ar定年，表明该带的主变质变形均发生在晚三叠世，而不是加里东或华里西期。由此进一步推论，秦岭山脉前身的古海洋，在震旦纪至三叠纪期间是连续发展的，至三叠纪最后关闭。（李锦轶等.1999.地质学报.第73卷.第2期.190)
《秦岭造山带板缘裂解与拼合过程及动力学分析》于Z至01阿伦尼克期、D～T1分别经商丹洋和勉略洋（海）中心发生两次洋、陆扩张运动，实现了华北板块与扬子板块之间经及各自板缘带的全面裂解破碎，从而形成复杂而不规则的板缘构造带。在主造山期继商丹古洋盆和勉略古洋（海）盆扩张之后分别于O1、T1晚期开始转变为俯冲消减，并先后于晚古生代末期和T1-2实现拼合造山。板缘区南方的微地块（或微板块）与北方华北板块的依次拼合，最终随着勉略有限洋（海）盆的关闭而实现全面碰撞造山。主造山阶段经历了复杂的板缘裂解与拼合过程，表现为大洋扩张与板缘裂解并存、前方洋壳俯冲与后方板块边缘扩张并存，微板块与地块群并存、俯冲造山与扩张洋盆并的盆山格局。（刘少锋等.1999.地质学报.第73卷.第3期.286）
《北秦岭晚古生代-中生代花岗岩类的Nd、Sr、Pb同位素地球化学特征及Nd、Sr同位素演化》: 北秦岭早古生代花岗岩类分布相对局限，围岩多为秦岭群。在秦岭地区早古生代洋壳俯冲阶段，随着以基性岩为主体的洋壳从南向北消减，在深部发生变质深熔作用，同时导致秦岭群也发生变质深熔作用。洋壳及秦岭群底部新元古代变质基性岩熔融产生的熔体与秦岭群混合，便形成此时的所谓I型花岗岩。秦岭群中变质陆源碎屑岩的深熔物或其残留相混入少量变质基性岩熔出物，即形成所谓S型花岗岩；
北秦岭晚古生代一晚中生代花岗岩类的Nd，Sr同位素研究表明：具低放射成因Pb同位素组成的花岗质岩基主要是南秦岭基底变质岩深熔的产物：而具高放射成因Pb同位素组成的原地、半原地型花岗类是北秦岭丹凤群在有关岩石深熔和交代作用形成的产物。它们都可分为I型和S型，并可同时共存，其区别是基性物质贡献分数的大小火山岩是基性物质对I型花岗岩类的贡献分数较大。(陈岳龙，杨忠芳等.1996.地球科学.Vol.21 №.5)。
《造山带地球化学研究的理论构想与实践》：证明了南北秦岭约于1.1Ga前均通过镁铁质岩浆的底侵发生了地壳的强烈增生，北秦岭的底侵岩层是大量早古生代岛弧型花岗岩类岩浆的主要源岩，而南秦岭的底侵岩层则为南北秦岭印支期晚碰撞型花岗岩类岩浆的主要岩源，南秦岭的元古宙基底岩层，在印支陆-陆碰撞晚期扬子陆块北缘(南秦岭)基底(南秦岭的元古宙基底岩层)俯冲垫置于北秦岭上地壳之下。印支期花岗岩以底侵镁铁质岩为源表明那时厚的镁铁质岩层尚存在于地壳底部，只是在印支期以后发生了向地幔拆沉使厚的镁铁质岩层消失。(张本仁.1999.地球科学.Vol.24，№.3)
《南秦岭造山带东段的变质作用及其地质意义》南秦岭造山带分布于商丹和勉略两条缝合线之间，其东段变质地层以志留系和泥盆系为主，包括少量的震旦系和上古生界。主要岩性包括变质泥质岩、石英岩、大理岩和少量的变质基性岩及片麻岩等。这些岩石至少遭受两期变质作用，早期为递增变质作用，它以佛坪地区的高角闪岩相-麻粒岩相为中心，向外依次变为低角闪岩相、绿帘角闪岩相和绿片岩相。变质时代约为220～260Ma。高角闪岩相中矿物组合的变质条件为t= 688～693℃，P=0.5～0.6 GPa；低角闪岩相中矿物组合的变质条件为t = 570～598℃，P = 0.7～1.0GPa；绿帘角闪岩相中矿物组合的变质条件为t = 518～545℃，P = 0.5～0.8GPa；绿片岩相中矿物组合的变质条件为t = 400～450℃，P = 0.6～0.65GPa。峰期变质以前的递增变质作用地热梯度为17～20℃/km，为典型的中压相系，峰期变质后抬升过程的地热梯度为25～38℃/km，相当于低压相系。这一地区以中压型为主，可能与碰撞引起的地壳加厚过程有关，这种中压相系变质作用发生在地壳的叠瓦状加厚过程、而不是加厚以后的抬升过程。（董法先等.1999.地质学报.第73卷.第1期.P93）
《秦岭大别碰撞造山带根部结晶基底隆升的变质岩石学证迹》笔者工作揭示秦岭造山带核部存在两期变质，即晋宁期和加里东期变质。大别杂岩是秦岭大别碰撞造山带根部隆升最高的变质结晶基底，具有复杂的变质变形史。大别杂岩已发现的高级变质岩有中酸性和基性两种类型。
用Wells二辉温度计求得基性麻粒岩峰期变质温度可达810～880℃；
据Harley石榴石单斜辉石温度计求得中酸性麻粒岩峰期变质温度：t = 756℃；
退变质温度据后成合晶中石榴石+黑云母，t = 716℃。
变质压力据石榴石金红石钛铁矿斜长石压力计，峰期p = 1.07GPa；
而后合晶（Grt+Opx）, p = 0.48GPa。
超高压榴辉岩由于重结晶温度高，先期变质痕迹已不易保存。超高压榴辉岩变质温度达800℃，而高压榴辉岩变质温度多在600℃以下。
超高压变质岩与大别杂岩中的高级变质岩，变质地温梯度截然不同，大别杂岩为20～30℃/km，超高压变质岩为10℃/km以上，暗示它们形成的构造条件极不相同，超高压变质岩早期由岩石圈深处（120km±）折返到下地壳与那里的高级变质岩构造混合，平行并置，而后才一起隆升。（游振东等.1997.地球科学.第22卷.第3期.305)
《大别―苏鲁超高压变质带P-T-t轨迹的动力学模拟》综合现有的地质、地球化学资料以及同位素年龄等研究成果，同时结合新西兰南岛北端陆壳俯冲的最新发现，提出了超高压变质岩的形成四阶段演化模式：板片俯冲形成增生楔、板片俯冲驱动角落流、板片拆离浮力抬升至Moho深度和后期上地壳伸展阶段.以此为定量模拟的出发点，利用二维有限元对大别―苏鲁超高压变质带的形成演化进行了动力学和热演化模拟，追踪超高压变质岩形成演化过程中的质点路径以及对应的P-T-t轨迹.计算的P-T-t轨迹及其空间分布特征均能与实测结果较好吻合.（范桃园 石耀霖 地球物理学报 2001 Vol.44 No.5 P.627-635）
《安徽双河含柯石英硬玉石英岩中流体包裹体的研究》根据矿物转变相界和地质温压计估测：
石英岩的超高压变质阶段p-t条件为大于2.8GPa和（850±50）℃；
退变质的高压阶段为1.5～2.0GPa和（800±50）℃；
退变质的角闪岩相阶段为0.6～0.9GPa和（600±50）℃。（韩郁菁等.1997.地球科学.第22卷.第3期.322)
《再论陆内型造山作用》刘良等（1994）在东秦岭南松树沟发现产于韧性剪切带榴闪岩透镜体中基性麻粒岩为高压变质及退变质作用的产物。高压变质作用的早期矿物组合：石榴石-二辉石-斜长石-石英和角闪石的形成压力是1.40～1.58GPa，温度为858±30℃（平均）；石榴石斑晶周围具有典型的近等温（ITD）减压反应结构，表明岩石经过从1.58GPa至1.03GPa的快速上升过程。以角闪石代替辉石和石榴石的第2期退变后热事件反映发一个温度持续下降过程，三者共同构成一个陡的顺时针降压的p-t演化过程。松树沟橄榄岩的侵位时间为983±140M（李曙光等.1991），认为是榴闪岩的形成年龄，其原岩是玄武岩，曾俯冲到50km深度，变质成榴辉岩，然后急速上升，再发生变质形成麻粒岩。
岩石学和矿物学的研究都确定这些高压变质岩的成因机制是大陆地壳俯冲到大于45～100km深度，然后急速上升的。这些事实提出两个挑战，一是大陆岩石是怎样到达这种深度的，二是这些岩石是如何迅速返回地表的，其速度之快足以避免进一步的变质作用，因这种变质作用可能破坏这个深度变质形成的矿物组合。
刘若新等（1994）通过对大别山毛屋超高压变质镁铁-超镁铁岩块的研究，认为其原岩相当于一套侵入于地壳经结晶分异形成的基性层状侵入体，主要经历了碰撞俯冲（进变质）与构造抬升（退变质）两个阶段。刘晓春（1994）研究大别-苏鲁超高压变质岩中石榴橄榄岩的成因，认为石榴橄榄岩为典型的超基性岩。
现有的锆石U-Pb年龄表明大别山碧溪岭榴辉岩体的榴辉岩在相当长的时间内（900～250Ma）经历了多次变形、变质作用，而且形成新重结晶锆石。但这一事实并不支持大别山榴辉岩是多期多时代的说法，也不利于210～250 Ma作为榴辉岩经受超高压变质的时代 （刘若新等.1994）。大别山高压变质-构造混杂岩的地质发育和秦岭造山带相同，其超基性岩和榴辉岩同属晋宁期造山运动的产物。（赵宗溥.1996.地质科学.第31卷.第4期.357～360）
《合肥盆地构造演化及含油气性分析》可见本区从新元古代至中奥陶世一直为拉张环境，晚奥陶世后由于扬子板块向北俯冲，华北南缘由被动陆缘演化演化成活动大陆边缘，出现沟-弧-盆地系。
印支期扬子板块持续向华北板块之下俯冲，大约到中、晚三叠世，两大板块才沿桐柏-漫水河-昌蒲一线对接碰撞。
印支期强烈的陆陆碰撞造成华北南大陆边缘遭受强烈的冲断改造，海相构造层发育了一系列由南向北的逆冲断片，致使地壳急剧缩短。据平衡剖面反演结果，该时期地壳缩短量至少在117.8km以上。
造山后由于应力松弛，岩片在重力作用下沿原冲断面下滑，逆断层转换成正断层并在下降盘发育半地堑式盆地。(周进高等.1999.地质学报.第73卷.第1期.21)
《苏北榴辉岩变质变形模式与苏胶造山带的隆升机制》
1.1 前榴辉岩期:确定其温压条件为1.2～1.3 GPa和450～500℃.本区辉长岩或玄武岩在形成榴辉岩之前，曾经历过绿片岩相或低温中高压的绿片岩相变质作用和塑性变形。
1.2 榴辉岩期
（1）高压榴辉岩阶段：其温压条件为1.27～1.33 GPa和480～595℃。造山塑性流变、塑性变形和重结晶作用. 其低温榴辉岩及其石榴石为低镁铝榴石组分,说明存在洋壳俯冲作用。
（2）超高压榴辉岩阶段：其形成温压条件为2.87～4.10 GPa和860～920℃。
（3）超高压榴辉岩退变阶段：其温压条件为1.70～2.17 GPa和790～860℃。
（4）高压榴辉岩退变阶段：其温度条件为0.96～1.10 GPa和355～590℃。
1.3 后榴辉岩期
（1）早期退变阶段：推测形成的温压条件为0.4～0.8 GPa和600～650℃。属于地壳中部或中深部形成的塑性变形及重结晶作用。
（2）中期退变阶段：形成温压条件为0.4 GPa和500℃左右。属碰撞造山后一次新的区域隆升变形和重结晶作用。
（3）晚期退变阶段：形成温度低于400℃。属于造山期后发生于地壳浅部的伸展塌陷引起的脆性变形和变质作用。
榴辉岩的形成是温度和压力不断升高，俯冲不断加深，变质变形作用不断增强，最终到达峰期形成高压、超高压榴辉岩及其他岩石的过程，其变质变形作用可分为两个阶段。
第一阶段:洋壳镁铁-超镁铁岩及伴生的沉积岩快速俯冲到35～40 km的深处，发生低温高压变质变形作用，其地热梯度较低，为14℃／km左右.与区内高压-超高压榴辉岩的晋宁期年龄组（1584、1108、788、747 Ma）相吻合。
第二阶段:部分包裹有高压变质变形岩石的花岗岩片，在华北板块强力推动着的胶北俯冲地体携带下，继承原洋壳俯冲方向一起作陆内俯冲，并穿过上覆苏北胶南地体的莫霍面到达100余公里的上地幔深处，压力相对温度急剧上升，存在超高压流体，发生了高温超高压变质变形作用。其地热梯度低，为5℃／km左右。根据超高压榴辉岩的同位素年龄（326、281、232、220.7、211.4、207.8 Ma)以及区域地质特征，确定其主要形成时期为印支期。
榴辉岩的抬升和剥露与上相反，是温度和压力不断减低，赋存部位不断抬升，变质变形作用不断减弱，最终剥露于现代侵蚀面的过程，即反映苏胶造山带抬升的过程。其变质变形作用可分3～4个阶段。
第一阶段，俯冲到100余公里上地幔深处形成的榴辉岩、蛇纹岩及变形的大理岩、变粒岩、石英岩、花岗质片麻岩及刮带上的地幔碎块，在上地幔超高压流体作用下，发生浮力反弹上升或“地幔离折”上升，沿着上覆苏北-胶南地体应力导向下的倾斜俯冲带迅速回返到地壳35～45 km的深处。前期地热梯度极低，小于5℃／km。后期地热梯度比前段稍高，为5℃／km左右。
第二阶段，榴辉岩等岩石单元回返到中地壳部位（15 km左右）.抬升机制是剪切推覆作用，形成大量韧性剪切带，使高压、超高压变质变形的榴辉岩、大理岩、变粒岩、石英岩、花岗质片麻岩及从上地幔刮带上来的碎块等强烈破碎，进一步变形，与未经高压变质作用的上覆苏北-胶南地体的岩石、低温榴辉岩和包有榴辉岩但未经变质的花岗质片麻岩混杂，形成了目前大致所见的不同时代、不同成因和不同变质变形程度岩块的构造混杂岩带。本阶段应发生于印支期末,已属碰撞造山期后.采用Condie提出的由K60（SiO2=60％时的K2O含量）计算陆壳厚度的公式，计算当时造山带厚度为59.2 km，明显小于两地体碰撞叠加的厚度，说明造山带根部在印支期末可能发生过拆沉作用。
第三阶段，高压-超高压变质带与未经高压变质的中地壳岩石一起发生区域隆升，半脆性剪切推覆作用使地壳加厚，印支末期山根的拆沉作用使地幔热流上涌，产生大量深壳源重熔型高钾钙碱性花岗岩类和火山活动.
第四阶段，燕山中期末，造山运动由挤压转向拉伸，造山带伸展塌陷，发育红色盆地，以及此后沉积巨厚的第三系和发育新生代大陆裂谷玄武岩，表明不断拉伸，不断遭受剥蚀.( 樊金涛，程振香.中国区域地质.1999年.第18卷.第2期)
《地质学学科资助格局及主要进展》 大别山-苏鲁地区柯石英及微粒金刚石包体的发现，揭示了大陆地表和浅部物质可被迅速带至地下90km或更深处，经受了超高压变质作用，随后又迅速折返出露地表，这一从未意识到的地质过程，对传统的地球动力学观念提出了挑战。(柴育成等. 1999.地球科学进展. Vol.14 №.1)
2 造山期后伸展拆离
《大别-苏鲁超高压-高压变质带伸展构造格架及其动力学意义》摘要：构造分析结合变质作用PTt轨迹和同位素年代学资料指出，现今观察到的大别—苏鲁超高压—高压变质带区域构造框架，主要是在印支期中-朝与扬子克拉通斜向碰撞及超高压—高压变质作用期后伸展体制下形成的（200～170Ma）。几何形态表现为大型穹窿或小型穹窿群。区域伸展构造叠加于先期碰撞或挤压构造之上，控制了超高压和高压变质岩石的空间分布。大规模的近水平韧性伸展流动，是在超高压—高压变质岩石从地幔深处折返到中、下地壳层次及角闪岩相环境下发生的。广泛的减压部分熔融作用反映的壳—幔动力学过程和地壳热结构的变化，是促使造山带从挤压体制向伸展体制转换的因素之一。证明造山带尺度的地壳伸展和薄化作用，在超高压和高压变质岩石折返到地表动力学过程中，曾起过重要作用。(索书田,钟增球,游振东.2001. 地质学报.Vol.75 No.1 P.14-24)
现有地质及同位素年代学资料表明，大别造山带以高压、超高压变质作用为标志的陆－陆碰撞事件主要发生于印支期（230～210Ma）;典型造成山带及高压、超高压变质带的研究表明，大规模的碰撞和地壳缩短，引起力学失稳和热状态的改变，可导致地壳的大规模的伸展，其时间间距在20～40 Ma左右；根据估算，大别造山带中低缓角度伸展组构形成于绿片岩相－角闪岩相环境，t =300～600℃，p=0.4～0.6GPa，代表中地壳的物理环境；伸展滑脱导致了地壳垂向上的缩短、减薄和高压、超高压变质岩片的折返及退变质作用；已有迹象表明，高压、超高压变质期后的伸展构造伴有硅铝壳的部分熔融和花岗岩的就位，侵位时间约为174～200 Ma，代表了高压、超高压变质期后伸展构造发育的主要时期；深熔或部分熔融所应的热状态的变化，是促使地壳由挤压体制向伸展体制转换的重要因素之一；大规模的地壳伸展隆升作用很可能与岩石圈拆沉及岩浆底侵作用有关。伏于拆离滑脱带之下的大别杂岩也普遍经受重熔和混合岩化作用。（钟增球等.1998.地球科学.第23卷.第3期.224)
《大别山超高压变质岩折返过程中的部分熔融作用》
形成于岩石圈地幔深处的变质岩是如何迅速折返一地壳上部的，尚众说纷纭。超高压变质岩的折返是一个复杂的构造过程。大体互历了“挤出”、伸展流动和块状隆升三个阶段。
所谓“挤出”，是指超高压变质岩在以挤压为主的构造体制下由岩石圈地幔深处折返到中下地壳层次的过程；伸展流动指的是在中下地壳层次的区域伸展和薄化作用下，超大型高压变质岩由中下地壳向中上地壳抬升过程。
在这两个过程中，超高压变质岩一方面要经受中下地壳所特有的角闪岩相退变质作用，另一方面要在合适环境下进一步发生部分熔融作用。
超高压变质岩在中下地壳的减压退变和部分熔融作用，可以降低岩石的强度，提高岩石圈的可变性，促进挤压（碰撞）体制向伸展体制的转变。一般说来，供给地壳岩石重熔作用的热量不能仅依赖地壳本身，还必须有其他支撑，我们推断由陆陆碰撞所造成的岩石圈增厚及岩石圈的拆沉作用和岩浆底侵作用，是驱动地壳重熔的主要因素。（钟增球等.1999.地球科学.第24卷.第4期.393)
大别地区燕山晚期区域变质－混合岩化、区域韧性变形和区域花岗岩浆事件的同时性，以及花岗岩与大别杂岩物质的亲缘性，表明它们是同一构造热事件的产物。诸多同位素年龄在100～130Ma 之间；大别地区显生宙处于高度活动的碰撞造山环境（加里东期和印支期），没有盖层发育，剥蚀作用不是中下地壳大别杂岩出露于地表的根本原因。大别杂岩经历了韧性再造作用，其流动构造显示韧性推覆特征，可能是大别杂岩区域构造抬升的动因。同位素地质年代学研究表明区域构造抬升过程完成于燕山晚期。事实上大别造山带东部花岗岩的K-Ar年龄和Rb-Sr年龄集中分布在100～130 Ma，基本上不出现燕山早期的年龄数据，根本原因在于大别地区中生代以前处于中深构造层次，不具备 花岗岩就位的必要条件。（简平等.1996.地球科学.第21卷.第5期.519)
《大别造山带中生代花岗岩类成分的时空分布与造山带演化的关系》：长江中下游及两侧的大别隆起带都是华北，扬子陆块中生代碰撞造山涉及的区域，4个地块中中生代花岗岩都是两个陆块碰撞后区域岩石圈物质调整阶段的产物，各带分早晚两个阶段，分别具有137Ma比和123Ma峰值侵位年龄，都具有I型花岗岩类的成份特征，晚期阶段还具有A型花岗岩的成份性质(A2型—碰撞后和造山后环境)，早晚之间发生两次在一定联系但又独立的岩石圈热-构造事件，它们指示本区在华北，扬子陆块碰拼合后，可能先后经历了以大规模的基性岩浆在下地壳底侵为特征的地壳增生事件和以岩石圈地幔+基性化下地壳的垂向分离为特征的壳-幔再循环事件，大规模花岗岩岩浆活动就是这些事件造成地壳分异演化。（徐启东,张本仁等,1997,地球科学,Vol.22，№.6)
《小秦岭变质核杂岩发育的阶段性及其年代确定》前期区域性伸展年代为135Ma～123Ma，后期跨塌伸展主要发生于116Ma。
造山末期和后造山阶段，南北向挤压体制减弱至消失，均衡和热松弛作用导致小秦岭变质核杂岩进一步隆重升，促使伸展构造的进一步发展，形成小秦岭变质核杂岩造山后垮塌伸展，并形成内切作用，在变质核杂岩内部依次形成退化变质糜棱岩带、韧-脆性断层和脆性断层。（张进江等.1999.地质学报.第73卷.第2期.190）
《大别造山带东部燕山晚期区域-岩浆活动与区域构造抬升的同位素地质学证据》
<l> 大别山东部燕山晚期区域变质-混合岩化岩浆活动是同一构造-热事件的产物。
<2> 大别杂岩与中生代花岗岩具有相似的热历史，中、下地壳大别杂岩的出露是燕山晚期区域构造抬升的结果，中生代花岗岩的物质来源于上地幔(或地幔源下地壳)和陆壳硅铝层的混合物，与大别杂岩的中下地壳性质和碰撞造山环境相适应，同造山花岗岩(87Si/86Si)i为O.7066-0.7080，与野鸡坪岩体(0.7087)和罗田混合二长片麻岩(O.7072)基本是一致的，暗示之间的亲缘关系。
大别地区燕山晚期区域变质一混合岩化、区域韧性变形和区域花岗岩浆事件的同时性，以及花岗岩与大别杂岩物质的亲缘性，表明它们是同一构造热事件的产物。
诸多同位素年龄在lOO～130Ma之间：大别地区显生宙处于高度活动的碰撞造山环境(加里东期和印支期)，没有盖层发育，剥蚀作用不是中下地壳大别杂岩出露于地表的根本原因。大别杂岩经历了韧性再造作用，其流动构造显示韧性推覆特征，可能是大别杂岩区域构造抬升的动因。同位素地质年代学研究表明区域构造抬升过程完成于燕山晚期。
事实上大别造山带东部花岗岩的K-Ar年龄和Rb-Sr年龄集中分布在100～130Ma，基本不出现燕山早期的年龄数据，根本原因在于大别地区中生代以前处于中深层构造层次，不具备花岗岩就位的必要条件。(简平等.1996.地球科学.Vol.21，№.5)
《造山带中、新生代隆升作用构造年代学研究新进展》 不同隆升构造发育的主要年限为：大别山核部中深层次逆冲推覆构造发生于印支-早燕山期(240～180 Ma)，楔冲式穹隆亦属同期；顶托式穹隆构造及岩浆底辟穹隆形成于150～96 Ma；西大别背向式剥离滑脱构造的形成时间为(139±26)Ma，而东大别剥离断层形成于晚白垩世早期；差异断块隆陷构造则是晚白垩世中期以来形成和发展的。
大别造山带中、新生代隆升作用空间上具非均一性，可分为3个块段：北淮阳区隆升时间晚、幅度小，总体隆升剥露不超过10 km；大别山核部地区隆升幅度最大，西段剥露幅度达34～35 km，东段也有20～25 km；桐柏地区隆升幅度中等，最大剥露幅度为14～17 km。
第一阶段(240～170 Ma)，由于华北块体与扬子块体的碰撞而出现挤压应力，形成分层逆冲构造；第二阶段(170～120 Ma)，由于拆沉作用而出现南北向伸展应力，形成穹隆构造和西大别的剥离断层；第三阶段(120～30 Ma)，在太平洋板块向欧亚板块俯冲的间接影响下，应力转为北西-南东向伸展，形成大别的剥离断层并随之发生差异断块隆陷构造；第四阶段(30 Ma以来)，主要受均衡作用影响，是现代地貌的塑造时期。(杨巍然,王国灿,李长安.1999.地质科技情报.Vol.18 No.4 )