洞庭、江漢兩盆地（以下簡稱二湖盆地）分別位于長江以南的湖南境內及長江以北的湖北境內，介于北緯28°-31°，東經1 1 1°-115°之間。二湖盆地北鄰荊山和大洪山，東靠九嶺山、幕阜山，西連武陵山，南依雪峰山；它們的海拔高程多在1000m以上；二湖盆地間為華容附近的東山及望夫山等丘陵高地斷續相隔，這里海拔高程在300-400m之間。二湖平原地勢低平、標高多在30-50m之間。長江從二湖盆地之間流過，低洼的盆地地形，成為長江的天然調節水庫。最大的湖泊有江漢盆地的洪湖、長湖、沉湖、排湖、臺湖及仞漢湖等，洞庭盆地則有我國最大的淡水湖——洞庭湖及大通湖、目平湖、半壁湖、七里湖等。
 
  二湖盆地位于長江中游武漢一宜昌之間的狹長地段，其大地構造位置屬于揚子斷塊區(張文佑，1986)，并橫跨江南塊褶帶和揚子斷塊兩個三級構造單元。北部江漢盆地在揚子斷塊的鄂西塊隆之上，其基底由中、古生代地層組成；南部的洞庭盆地則位于江南塊褶帶的武陵塊隆之上，基底以中、古生代及元古界地層為主組成。二湖盆地形成于晚白堊紀燕山運動的晚期。在經歷長期隆起剝蝕之后，白堊紀晚期，二湖盆地下沉，開始了盆地發展的歷史，潘國恩(1982)認為，在白堊-第三紀期間，二湖盆地四周均為犬的山系包圍，構成一個與海隔絕的氣候干旱的內陸盆地，膏、鹽巖等蒸發巖系發育；但在白堊紀晚期及早第三系初，江漢盆地與洞庭盆地之間除在西部和東部相聯外，中間為華容隆起所隔斷。隨后喜山運動使華  容隆起繼續抬升，致使二湖盆地完全隔開，這時南部洞庭盆地在老第三紀除沅江和常德二凹陷接受沉積外，大部分地區都遭受剝蝕，因而洞庭盆地在晚白堊世和古新世至早始新世沉移了夾有碳酸柏巖的砂泥巖層，并含有少量巖鹽和石膏的半咸水湖相沉積。其厚度在2000—4000m。曹淑韻(1984)在研究洞庭盆地下第三紀沅江組碳酸沉積環境時，根據地層中的生物化石和沉積礦物認為；洞庭盆地在白堊一第三紀時期是一個在東北部開口并與東部海盆相連通的半封閉盆地；只是在古新世至早新世新溝咀組沉積之后才形成一個獨立的盆地。而江漢盆地則一直接受著沉積，但由于盆地內部斷塊構造活動的不均一性，而導致了盆地中次一級隆起和凹陷形成，白堊一第三系的沉積蓋層直接受構造運動及其形態的控制。江漢盆地僅在始新世潛江組就堆積了1000余米的鹽巖、膏巖、軟泥巖、含膏含鹽的砂泥巖層。巨厚的蒸發巖及其分布特征反映了當時湖水面的升降及區域地質構造活動和古氣候的變化情況。
 
  二湖盆地的構造是十分復雜的，它們都發育著北東～北東東和北西一北西西兩組斷裂構造，中、古生代基底為斷裂切割成斷塊，形成凹凸相間的構造格架。其中江漢盆地有江陵凹陷、萬城凸起、丫角一新溝凸起、潛江凹陷、通海凸起、沔陽凹陷、習家凸起、沉湖凸起、小扳凹陷、天門一龍賽湖凸起，應城凹陷等。其中以潛江凹陷研究較為詳細(胡炳煊、劉義正，1981)，它為一地塹式凹陷，裂陷最深達10000m，凹陷中心在廣華寺一帶。白堊一第三系地層發育最全，其沉積地層的巖性特征反映了盆地的發育歷史。在第三紀從潛江組四層下到荊河鎮組就發生過6次湖面升降，如將其合并為二個周期則在沉積地層的巖性組合方面將得到很好的反映，沉積物隨著湖面的上升，巖性由細變粗，鹽巖、芒硝鹽巖和膏巖層則由厚層、多層到薄層、少層，二個周期形成明顯的規律性（胡炳煊，劉義正，1981）。這種湖面的升降和由其控制的巖性組合的變化是由區域地殼活動所決定的。巨厚的鹽巖層在壓力和溫度的相互作用下，使鹽巖發生塑性流動，并常由凹陷流向隆起斜坡或斷裂處而形成鹽構造（謝泰俊祁直明等，1983）。潛江凹陷有許多鹽構造，其中以王場構造研究較為詳細(應維華等，1984)o洞庭盆地中有桃源凹陷、安鄉一常德凹陷，沅江凹陷和汨羅凹陷，其間為太陽山凸起、目平湖凸起和新河口凸起所分割，凹陷和凸起以斷裂為界，皆為老第三紀和晚白堊世的斷陷地，多呈北東和北北東方向延伸。盆地的基底亦較古老；因此在構造和沉積環境等方面與爿部江漢盆地有著十分明顯的區別。