伊川盆地地史发展及其水文地质特征初步分析

麻志周

(河南省洛阳市洛龙区国土资源局，河南 洛阳 471000)

伊川盆地位于河南省西部，大部分地处洛阳市伊川县行政区内，面积约1 300 km2。其周围基岩浅山环抱，东临登封低中山区，西为宜阳低山丘陵区，南与嵩县盆地接壤，北与洛阳盆地隔(龙门)山相望。本区属北亚热带暖温带季风气候，四季气候变化分明，多年平均降雨量633.4 mm，汛期(6－9月份)占全年降水总量67.1%，降雨量对水资源的时空分布起着重要的控制作用。区内大部河流属黄河水系，极少属淮河水系。主要河流为伊河、甘水河及荆河，最大河流伊河纵横南北，其多年平均径流量为7.49亿m3/a。区内不同的地质、地貌特征决定了地下水在赋存、径流、排泄等方面具有明显的差异性。本文试从该区域地质历史发展角度，重点对盆地各发育阶段以及盆地不同部位各类地质体的地质、水文地质特征进行分析，从而为区域地下水资源利用工作提供可靠依据。

1 区域地质、地貌概况

研究区所处大地构造部位为中朝准地台豫西褐皱带嵩箕隆起区之西段。控制伊川盆地的形成、发育以及地层分布主要是“东西向”、“北东向”和“北西向”三组构造。“东西向”构造形成于“燕山”期，表现为盆地北缘的万安山背斜、盆地中部的江左向斜以及盆地南缘的九皋山背斜和九皋山断裂。“北东向”和“北西向”两组构造配套成生于“喜山”早期，主要以断层为主，主要有北东向构造石锅～伊川、酒后～吕店断裂和北西向构造宜阳～陆浑、龙门～吕店断裂，从而构成了当时的地堑式盆地。

纵观全区，太古界(Ar)、元古界(Pt)的变质岩、碎屑岩组成了四周的低中山;古生界(Pz)、中生界(Mz)的碳酸盐岩、碎屑岩组成了近前山丘陵及残山地带;新生界(Kz)新近系(N)的卵砾层(岩)、玄武岩组成了盆地的大面积丘陵(多上覆第四系中更新统的风成黄土)，第四系(Q)的冲洪积砂砾石等松散沉积物组成了山前陵前洪积扇、陵间洼地和伊河及其支流的带状平原。盆地是一个较完整的水文地质单元。

区内地势四周高、中间低，坡岭逐渐向伊河川倾斜，山前和丘陵前缘分布有洪积扇裙。伊河河谷平原呈北东向展布，其南穿九皋山，北切万安山西部的龙门山，河流由南向北，漫滩、阶地阶梯状相连且沿河不对称分布。

2 盆地发育史

伊川盆地为“燕山运动”晚期—“喜山运动”早期在秦岭纬向构造带东段发育形成的山间断陷盆地。盆地地质历史的发展，控制着不同时期盆地的规模、沉积物特征。结合区域地质概况，分析盆地的演变可分为盆地形成时期、盆地发展时期、盆地消亡时期三个阶段。

2.1 盆地形成时期〔始于新生代(Kz)古近纪(E)的始新世(Eocene)，距今 56.50Ma［1］

该区自古老的前寒武纪(An∈)以来，地层分布较为完整，相伴而生的岩浆岩出露良好，各期构造运动形迹可辨。在漫长的地质发展历史中，经历了多次造山运动。在中生代晚期～新生代早期，强烈的“燕山运动”，产生了来自南北方向区域构造应力，致使该地区产生了较大的构造变形，形成了东西向的万安山背斜、九皋山背斜和江左向斜，并伴生形成了背斜核部的近东西向断裂(九皋山断裂)。进入新生代，早期的“喜山运动”，使本区又受到来自南西方向区域构造应力的影响(为印度洋海底扩张，印度板块向中国大陆板块俯冲的所引起［2］)，发生了反时针方向的扭动，因而产生了北东走向的张扭性断裂和北西走向的压扭性断裂，酒后～吕店和石锅～伊川北东向张扭性断裂分别构成盆地的南北边缘，垂直于北东向张性断裂产生的龙门～米庙等北西向压扭性断裂成为盆地东侧边缘，从而诞生了北东东向展布的地堑式盆地，形成了伊川盆地的邹型。其与南西相邻的嵩县盆地成一斜列，并平行于北西相邻的宜阳盆地与洛阳盆地构成的另一斜列。［3］

这一时期，伊川盆地的分布范围不大，仅在盆地中心(向斜核部)的平等一带堆积了一套相当于新生界古近系始新统(E2)的河湖相沉积建造，为紫红色砂岩和泥岩。

此后，因喜山运动持续影响，本区域性地壳回升，缺失了古近系渐新统(E3)的沉积。野外可见始新统陈宅沟组(E2c)紫红色砂岩、泥岩直接上覆新近系的中新统洛阳组(N1l)砂质粘土(岩)、砂卵石(岩)或上新统大营组(N2d)玄武岩等，且为沉积不整合接触。

2.2 盆地发展时期〔新生代新近纪的中新世(Miocene)—上新世(Pliocene)，距今 23.30 ～ 2.60 Ma［1］

进入中新世，随着“喜山运动”的发展，本区继区域性的短暂抬起(缺失渐新统沉积)之后，演变为大面积沉降拗陷阶段［4］，伊川盆地与相邻的各盆地联成一片，成为一巨大的湖盆。该时期由于受北临的洛阳盆地南缘北东向断裂(宜阳断裂)的影响，本区下降幅度小于洛阳盆地，且处于不稳定的下降阶段，形成了中新统(N1)一套多旋回的河湖相堆积。其沉积范围广阔，厚度一般为60m左右。在盆地中心厚度较大，可达150～300m以上。

直至上新世，由于盆地构造活动的增强，引起九皋山断裂复活(由压性→张性)。边部断裂的拉张，在盆地南缘的九皋山一带，北东向与东西向断裂的交接部位出现了基性玄武岩浆的多期喷发。

该时期，盆地中的沉积物自下而上为中新统洛阳组(N1l)河湖相沉积和上新统大营组 (N2d)玄武岩沉积。［4］

2.3 盆地消亡时期〔下更新世(Lower Pleistocene)开始，距今2 .60Ma［1］

上新世末期，正值“喜山运动”晚期，由于印度板块的强烈碰撞挤压，加上太平洋板块的持续俯冲，引起了秦岭等山系的复活，造成豫西地区隆起，巨大的湖盆开始消失，本区大部抬升为丘陵。［4］进入第四纪以后，本区一直处于上升剥蚀状态，故缺少了下更新统(Qp1)沉积，中更新统(Qp2)～上更新统(Qp3)也仅在局部接受洪积、坡积和风成黄土的堆积。由于新构造运动的差异及间歇性，在山前地带及丘陵洼地堆积有沉积物。至全新统(Qh)形成了伊河等现代水系的沉积物堆积。其形态受构造控制较为明显。由南向北，伊河阶地由内迭变为上迭，冲积平原宽度由小到大。

由上可知，伊川盆地的发育与区域构造演化历程密切相关(见表1)。

3 盆地水文地质特征

本区地史演变、地质构造的展布，控制着盆地不同时期的沉积物及其地貌特征，同时也决定着含水岩系的生成发育和分布规律。据盆地及其相关区域地质特征，现划分以下含水岩系(图1)，并对其水文地质特征初步分析。

3.1 太古界(Ar)—中生界(Mz)基岩孔隙裂隙含水岩系

主要分布于盆地周边基岩山区以及丘陵残山地带。岩性主要为太古界(Ar)—中生界(Mz)的变质岩、碳酸盐和碎屑岩类。储水裂隙主要是东西向、北西向构造及其相伴生的次一级构造裂隙。

3.1.1 变质岩类裂隙水

指赋存于太古界(Ar)、下元古界(Pt1)的片麻岩、片岩和石英岩的风化裂隙和构造裂隙中的地下水。主要分布于盆地北缘万安山背斜核部一带。其变质岩构造裂隙、风化裂隙虽然较为发育，但由于基岩山区侵蚀切割强烈，不利于地下水的补给和储存，富水性弱，常见泉流量0.1～0.5 L/s，单井涌水量10～100m3/d。局部的丘陵平缓地带，泉流量和单井涌水量较大，如:吕店的农场井，含水层为太古界片岩，单井涌水量485m3/d，单位涌水量3.53m3/s·m;吕店清泉寺泉流量1.5 L/s，地下水类型属Ca·MgHCO3型水。

大气降水入渗是本类型地下水的主要到给来源，地下水沿裂隙向盆地内流动，主要侧向补给丘陵区河湖相孔隙水，并向伊河及其山间支流排泄。

3.1.2 碳酸盐岩裂隙溶洞水

主要储存于古生界寒武系(∈)、奥陶系(O)及石炭系(C)的碳酸盐岩裂隙溶洞之中，分布于盆地边缘以及残山地带的半坡、鸦岭西、高山和万安山等地。其相对富集程度与裂隙溶洞的发育程度及其规律密切相关，又均受区域地质构造、地貌、水文及岩性组合等因素的控制。本区碳酸盐岩分布多裸露地表，由于地形起伏，地下水排泄迅速，富水条件较差。如盆地西北边缘基岩出露区，泉流量仅为0.6 L/s。但是在地形比较平缓的埋藏区或覆盖区，则构成本类型地下水的富水地段，如九皋山背斜北翼的半坡一带为地下水径流区，碳酸盐岩裂隙溶洞水近于饱和，地下水多处于承压状态;在盆地南缘，龙门温泉则受龙门～吕店断裂的次一级构造(草店～杨庄断层)所控制，含水岩性为寒武系(∈)的厚层鲕状灰岩和白云岩，富水性强，泉群流量 205.68m3/h，水温 43℃。

3.1.3 碎屑岩类孔隙裂隙水

指中元古界(pt2)、古生界(Pz)二迭系(P)以及中生界(Mz)的三迭系(T)、侏罗系(J)、白垩系(K)的砂岩、砾岩、泥(页)岩和凝灰岩的孔隙裂隙水。主要分布于九皋山、田湖、半坡、江左、白沙以及高山、鸦岭一带。岩层组合以砂岩为主，且构造裂隙和风化裂隙均较发育，间夹相对隔水的泥页岩，为地下水的补给和储存创造了有利的条件。但由于大部碎屑岩分布区沟谷深切，破坏了地下水的有效储存，使地下水显得贫乏，常见泉流量小于1.0 L/s，单井涌水量10～100m3/d。在局部断裂构造部位存在地下水相对富集地段，如:位于九皋山北翼的九皋山断裂带、含水岩性为中元古界(Pt2)石英砂岩(构造破碎带)的自流井，水位高出地面1.5m，涌水量130m3/d，且水量四季稳定，地下水化学类型为CaHCO3型水。

3.2 古近系(E)—新近系(N)孔隙、裂隙含水岩系

分布于盆地的大部地区。岩性为古近系始新统陈宅沟组(E2c)的紫红色砂岩和泥岩，新近系中新统洛阳组(N1l)的砂砾石层(岩)、粘土和砂岩互层以及上新统大营组(N2d)的玄武岩，多上覆厚度不大的第四系(Q)黄土。其主要补给来源为大气降水渗入补给、盆地边缘基岩裂隙水的侧向补给、上覆黄土潜水的垂向补给以及伊河及其支流在上游地段的入渗补给。该含水岩组差异较大，分述如下:

3.2.1 古近系始新统陈宅沟组(E2c)碎屑岩孔隙裂隙水

分布于盆地中心，且厚度较大。区内仅有零星出露，岩层产状近于水平，在南部埋藏于伊河河谷阶地之下，构成河谷之基底。常见泉流量0.1～1.0 L/s，单井涌水量小于100m3/d，富水性弱。

3.2.2 新近系中新统洛阳组(N1l)砂卵石孔隙水

广泛分布于盆地之中，多被中更新统(Qp2)黄土所覆盖，埋深0～250m左右。岩性为多层结构的砂质粘土、砂卵石等。局部与上覆黄土孔隙孔洞裂隙潜水构成同一含水层，水力联系较为密切，一些地段呈砂卵石孔隙层间水。＊ 其富水性与其出露高度、下伏基岩埋深以及固结程度密切相关，沉积厚度受古地形制约。伊河两侧的丘陵区，新构造运动以上升为主，地势相对较高，沟谷发育，基岩埋深浅(一般为60～150m)，厚度较小，为10～50m，砂卵石局部胶结，富水性一般。其渗透系数k=1～3m/d，降深15m，单井涌水量100～500m3/d。而相对下降幅度较大的古盆地中心(平等西一带)，基岩埋深较大(多＞100m)，含水层厚度较大，在100～200m深度以上具含水层1～5层，富水性较强，降深15m单井涌水量500～1 000m3/d，局部可达1 500m3/d。地下水类型多为CaHCO3型水。

表1 伊川盆地地史演化历程及地质特征一览

因其分布面积广，富水性较强，在区内可作为主要地下水开采对象。实际上，由于其出露泉水到处可见，加上水质较好，目前已成为农村的主要饮用水源，如鸦岭乡赵圪垱村东南近东西向沟谷中出露的泉群，测得总汇流达19.4 L/s。3.2.3 新近系上新统大营组(N2d)岩浆岩孔洞裂隙水

分布于盆地南缘的酒后、葛寨、白元一带。呈近水平产出，呈多期喷发。一般具2～4层，间夹砂质粘土岩、棕红色粘土。其原生裂隙、风化裂隙以及气孔孔洞具有水平分带特征，为地下水的储存奠定了基础。在近山前地带，地形起伏较大，不利于大气降水渗入和储存，富水性弱，且随季节变化明显，单泉流量一般为0.1 L/s左右;而远山前单泉流量1.0～10.0 L/s，地下水位埋深一般为2～20m，属潜水或承压性质。一般降深15m，单井水量100～500m3/d，属中等富水级。地下水一般为CaHCO3型水。

新近系中新统洛阳组(N1l)以及上新统大营组(N2d)多上覆第四系中更新统(Op2)地层，并局部构成同一含水层，故本文图1将其组合为N～Op2含水岩系。

图1 伊川盆地地质概况及地下水系统示意图

3.3 第四系(Q)松散岩类孔隙裂隙含水岩系

分布于广大丘陵区和伊河及其支流的沿岸，地层岩性主要为中更新统(Qp2)的风成黄土、上更新统(Qp3)—全新统(Qh)冲洪积成因的黄土和砂砾石层等。其所处位置最低，地下水的补给来源有大气降水入渗补给、山区和丘陵区含水系统侧向补给以及河流入渗补给。其排泄方式主要为开采排泄、蒸发排泄、侧向径流排泄。该地段地下水与地表水联系极为密切，它是地表水与地下水系统发生水质、水量交换的主要场所，同时也是工农业取水的主要对象。根据本区该含水岩组含水介质的不同，分为黄土孔隙孔洞裂隙水和砂卵石孔隙水。

3.3.1 黄土孔隙孔洞裂隙水

本区内黄土丘陵区、陵间洼地和一些伊河支流的河谷旁侧，广布着中更新统(Qp2)的风成以及上更新统(Qp3)冲洪积成因的黄土。通过大气降水渗入的地下水主要储存于中更新统(Qp2)及其钙核层的孔隙、孔洞和裂隙中。该组合的中更新统(Qp2)粘土夹层为相对隔水层，局部下伏新近系(N)的砂质粘土为隔水底板，多为潜水，局部为上层滞水。因丘陵区地形支离破碎，起伏不平，加之黄土厚度较小，因此富水性弱，单井涌水量小于10m3/d，常见泉流量小于1.0 L/s。地下水位埋深一般为10～30m，地下水类型为CaHCO3型水。

3.3.2 砂卵石孔隙水

分布于伊河及其一些山间支流的阶地，包括伊河西侧陵前洪积扇中的地下水。多呈潜水性质。因受新构造运动影响，本区第四纪以来以上升为主，其沉积物厚度较小，伊河阶地基底埋深较浅。砂卵石埋深5～20m，厚5～10m，水位埋深1～15m。一般降深5m，涌水量500～1 000m3/d，为中等级富水。地下水化学类型为CaHCO3和CaHCO3SO4型水。

在伊河河谷冲积平原变宽地段以及陵前洪积扇之前缘，富水性明显增强。如伊川县城南西井，位于伊河西侧陵前洪积扇前缘与二级阶地的交接部位，降深5m，涌水量1 800m3/d。位于盆地北部伊河西侧洪积扇前缘的郭家寨泉，流量达 18.6 L/s。

在支流旁侧，堆积物分布厚度及其宽度均较小，其富水性不好且不均匀。

4 结语

伊川盆地的地史发展、区域构造演化，控制着不同时期的盆地规模、沉积物特征以及地貌形态，同时也决定着含水岩系的生成发育和分布规律。综上分析，区内地下水资源利用条件最好的含水岩系为新近系中新统洛阳组(N1l)的砂卵石层、砂质粘土组合，因其多上覆第四系中更新统(Qp2)黄土，并多与上覆黄土孔隙孔洞裂隙潜水构成同一含水层，因含水层厚度较大，富水性及水质均较好，加之分布面积广，随着社会的发展和区域工农业用水的增长，其在区内可做为地下水主要开采对象;其次为第四系中更新统(Qp2)、上更新统(Qp3)—全新统(Qh)冲洪积成因松散岩类孔隙裂隙含水岩系，虽其水文地质条件优越，但因分布有限，仅在伊河及其支流河谷冲积平原变宽地段和陵前洪积扇之前缘可作为重点开发区域，建议在利用该含水岩系地下水时，应在必要地段承建拦水水面工程，以增加地下水的补给来源，同时应注意地表水水质的监测与保护，预防地下水污染;此外，分布于区内太古界(Ar)—中生界(Mz)的变质岩类裂隙水、碳酸盐岩裂隙溶洞水、碎屑岩类孔隙裂隙水等各种类型状态的地下水，应多加强其分布区的基础地质、水文地质研究，拓展深部找水工作。总之，在区域地下水资源勘察与利用的工作中，应进一步重视空间地质结构、地下水动态以及各含水层之间水力联系等基础研究，从而在全区发现更多更好的地下水富水地段。同时并注重保护盆地地质环境，合理开发、节约利用地下水资源，以保障经济社会可持续发展对水资源的需求。

［1］全国地层委员会.中国区域年代地层(地质年代)表说明书［M］.北京:地质出版社，2(102，1—l0.

［2］肖楠森，等.新构造分析及其在地下水勘查中的应用［M］.北京:地质出版社.1986:71－92.

［3］洛阳市地质矿产局.河南省洛阳市旅游地质资源调查与评价［R］.2001:50－52.

［4］李运通，等.中国的第三系［M］.北京:地质出版社.1984.

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