扬子板块北移时期
早古生代后期底面朝南的晚古生代地球四面体形成后，晚古生代初又开始解体，地壳板块纷纷从冈瓦纳大板块上分离出来向北移动。
泥盆纪初，连成一体的华北、扬子和华夏板块脱离冈瓦纳大板块后，向北移动，此即海西运动的开始，形成了板块移动构造。华北板块北部前缘应该形成前缘增生带，由于资料不足，不能进行讨论。但联合板块的中部却受到了强大的拉张力，尤其是中奥陶世末形成的南岭板块碰撞隆起带承受了强大的拉张力的作用，发生了重大的变化。南岭碰撞隆起带及其附近地区在拉张力的作用下产生了拉薄拗陷构造，在联合板块的中部形成了拗陷盆地，即为湘桂盆地。盆地中心在云开大山以东的广西、湘南一带。从泥盆纪初到早石炭世末，盆地中心形成了碳酸盐沉积。由盆地中心向东、向北为碎屑沉积。沉积物向东、向北增粗，尤其到湘北、赣北、湖北、江苏一带，变为含砾砂岩、沙砾岩，局部为砾岩。可见此时华北板块与扬子板块仍连成一体，成为拉薄拗陷盆地的物质供应地。该拗陷盆地的海水由广西西南部的钦防海槽进入。当时的钦州、海防一带的海槽，实际上是一个张裂带，仅在泥盆纪时沉积形成的碎屑岩层厚度大约5000米，说明该断裂带下陷幅度极大，但张裂带并未延伸到广西中东部。该拗陷盆地曾发生过两次海侵。第一次海侵在泥盆纪，晚泥盆世海侵达到最大，形成了以宁乡式铁矿为代表的沉积。早石炭世又曾发生海侵，在盆地的北部与东部形成大塘阶的测水煤系的沉积。测水煤系以湘中、粤北一带发育较好。赣中则形成了以梓山煤系为代表的沉积。以广西、湘南为中心的海盆地，不是形成在地壳板块的前缘或其他边缘地带，而是在地壳板块的中心地带，因此陈国达教授称其为地洼构造。这种在板块移动过程中形成的中部拉薄拗陷构造，在国外也可见到，如美国中部的密塞根盆地和伊利诺伊盆地就属此种类型，它是美国页岩气的重要产出盆地。
早石炭世末，华北板块与南华板块（扬子板块与华夏板块的联合体）分离，以特提斯海相隔，此为海西运动的重要一幕，建议称为特提斯运动。华北板块加速北移，在经受几个纪的风化剥蚀之后，又重新开始接受海陆交互相的煤系沉积。从东北到华北，到淮南，海水由北向南海侵，煤层层位也由北向南抬高。由于经受了数亿年的风化剥蚀，华北板块的地势非常平坦，北低南高缓缓倾斜，因此从中石炭世到早二叠世的煤系沉积，分布范围非常广阔。可能于早二叠世末，华北板块与远东碰撞对接，从此，华北板块主体再也没有接受海相或海陆交互相的沉积，只是形成了一些陆相盆地。
早石炭世末华北板块与南华板块分离之后，即特提斯运动之后，两者之间隔着特提斯海，南华板块中北部，即扬子板块全部及华夏板块北部下陷，被海水淹没形成前缘增生带，发育了碳酸盐沉积。上石炭世至早二叠世，原南岭板块碰撞隆起带区域仍承受较强拉张力的作用，在湘南、桂北一带形成一些“X”形断裂和凸凹相间的拉张断裂，发育了台槽相间的碳酸盐沉积。中二叠世，华夏板块略有抬起，在原南岭碰撞隆起带地区形成了近东西向的海陆交互相的煤系沉积带。刘世濂、郭中勋（1979）将赣南信丰大桥煤矿原称为龙潭地地层改为孤峰组；赵金科、马俊文［7］根据该区菊石化石的分布，改为上饶组，应属中二叠世。该沉积带从闽中南向西经赣南、粤北、湘南、桂北到黔南，是中国南部最重要的赋煤带，中国南方80%左右的煤炭产自该赋煤带中。中二叠世末，发生了东吴运动，峨眉山玄武岩大面积溢出，其结果是扬子板块从中裂开，一分为二。原来的扬子板块应当从苏浙闽一带向西一直延伸到南疆，甚至更西，而东吴运动使之分开。龙门山、峨眉山以东的地域仍称扬子板块，其北面与华北板块之间的特提斯海被称为古特提斯海。龙门山、峨眉山以西至南疆的板块暂称为川疆板块，其北面的特提斯海则被称为中特提斯海。东吴运动使四川到湖南一带的中、上二叠统之间呈不整合接触，而湖南以东的江西则为假整合接触。
二叠纪时扬子板块应该处在赤道附近，特提斯海是位于赤道上的海洋。晚二叠世初，在东吴运动之后，随着南华板块的北移，其前缘增生带也向北移动，海陆交互地带由原来的南岭一带北推移到江西中北部，从乐平向西经进贤、丰城、安福到莲花一带，形成龙潭煤系，向西到湖南则变成硅泥质的海相沉积，向东到浙江中部为陆相。晚二叠世后期沉积的长兴灰岩多为含硅质的碳酸盐，而萍乡一带的龙潭期上部与长兴期的沉积都为含硅质灰岩，只有依靠化石才能划分。早三叠世形成的深灰色的碳酸盐岩夹泥灰岩的沉积，说明扬子板块已处在较封闭的环境，古特提斯海即将关闭。
早三叠世末，南华板块与华北板块发生碰撞对接，形成秦岭—伏牛山—大别山板块碰撞构造，关闭了古特提斯海，此即为印支运动。南华板块为主动板块，华北板块为被动板块，两个板块碰撞对接，南华板块前缘插入到华北板块盖层与基底之间，形成了主被动板块碰撞构造。碰撞隆起带由秦岭向东，经伏牛山折向东南，到大别山，然后顺郯庐断裂带到苏北，折向东入东海。
随着秦岭—大别山板块碰撞带的隆起，在紧邻隆起带的南侧扬子板块北部形成了拗陷带，即为江南拗陷。该拗陷带从川中北经湘北、湖北、赣北到皖南，海水从秦岭以西的中特提斯海向东灌入，形成了晚三叠世的煤系，即安源煤系沉积。由于南北板块碰撞挤压非常强烈，持续时间很长，尤其从侏罗纪开始，华北板块受到了因北冰洋的扩张导致的由北向南推挤力的作用，使得扬子板块深深地嵌入到华北板块盖层与基底之间，华北板块盖层向南超覆，覆盖在扬子板块北部，将江南拗陷全部覆盖。这个华北板块盖层超覆体经过长期的风化剥蚀，现在只剩下一片以上元古界为主体的地层，被中国地质界称为江南古陆（图2-5）。其实江南古陆是没有根的。
由于南北板块的碰撞对接，南华板块北移受阻，在板块内部产生挤压应力，迫使南岭一带再次隆起。由于构造继承性作用，南岭板块碰撞构造的原有形态基本上得到恢复，南岭碰撞构造与秦岭—大别山碰撞构造之间，则以武夷山北段、武功山等北纬27.5°的伴生隆起带分开。
秦岭—大别山碰撞隆起带以北的华北板块平缓北倾，拗陷带发育在距隆起带较远的内蒙古南部、陕北、晋北、冀北和辽南、鲁北一带，即为三北拗陷带。该拗陷带主体为陆相的河流、湖泊，地势东高西低，河流由东向西流入中特提斯海。鄂尔多斯盆地为三北拗陷带最西边的盆地，应为海湾或泻湖，类似于现在的地中海或黑海，可与中特提斯海相通。阴山和燕山应为三北拗陷带北侧的伴生隆起带，将华北板块和远东板块的碰撞构造分隔开。
由于离碰撞隆起带远，力的传递较慢，侏罗纪初，三北拗陷才开始形成，发育了巨厚的煤层，并赋存了丰富的石油。三北拗陷应在侏罗纪末结束。
秦岭—大别山板块碰撞隆起带以北到三北拗陷带之间的华北板块，原为缓缓北倾的斜坡，由于斜坡较长，受到长期的挤压，尤其侏罗纪时挤压力更加强大，在隆起带与三北拗陷带之间形成了次级隆起带，位于鲁中南、豫北、冀南、晋南一带。
早三叠世末发生的南华板块与华北板块碰撞对接即为印支运动，整个秦岭—大别山板块碰撞构造发育期都应当归属于印支运动。从泥盆纪初开始的海西运动，是底面朝南的晚古生代地球四面体解体、板块北移的过程，也即地球自转加速、地球赤道不断膨胀的过程。印支运动象征着地球自转速度已达到最大，赤道膨胀到了最大，整个过程耗时约2亿年。此后，地球自转又开始减速，赤道又开始缩小，进入到形成底面朝北的早古生代地球四面体的时代，地壳运动逐渐步入燕山运动时期。但是当南方燕山运动开始时，北方的印支运动还未结束，即三北拗陷的发育还未停止，因此两个运动在时间上是有重叠的，在空间上却并未重叠。