宜蘭平原地質區為第四紀全新世地層，其為由黏土、粉砂、砂、和礫石等組成之沖積層。宜蘭平原為雪山山脈和中央山脈之間陷落地帶，是由沖繩海槽的張裂作用所造成，向東延伸可以和琉球群島東方相連，後來經過以蘭陽溪為主的河流共同沖積而成的一個開口的沖積扇三角洲平原(何春蓀，1982)（圖3-1‑1）。
圖3-1‑1 宜蘭平原地形與蘭陽溪水系圖（林聖欽，2011）
宜蘭平原地質，主要由蘭陽溪、金面溪、福德溪、得子口溪及新城溪等，搬運第四紀現代沖積層所構成，沖積層大致呈水平狀，主要由礫石、砂、泥質細砂及土所構成，一般而言，沖積層顆粒自上游之粗粒向下游漸次轉為透水性不佳之泥質細砂（圖3-1‑2）。宜蘭平原反射震測調查結果，沖積層呈盆狀趨勢，厚度約300公尺，越向平原中心越厚。中央地質調查所於民國89年度、91年度宜蘭平原水文地質鑽探結果，平原西側員山、三星地區沖積層厚度約120～200公尺，平原東側壯圍、五結及羅東等地區沖積層厚度200公尺以上。
圖3-1‑2 蘭陽平原礫石(a)與泥(b)含量分佈圖(呂學諭，2001)
宜蘭平原屬第四紀未膠結之現代沖積層(何春蓀，1955；楊萬全，2000)，其間多孔隙，可大量儲存水資源，為地下水之主要來源。由宜蘭平原地下水流網可概分為三個地下水系統(楊萬全，2000)，即得子口溪地下水系、蘭陽溪地下水系及冬山河地下水系。
整體而言，宜蘭平原之地下水源尚稱豐富，地下水的補注區在平原西側和南側海平面5公尺以上的沖積扇區；東側海平面2～3公尺的三角洲多由細砂及泥所組成，透水性較差，為流出區；因沖積扇的透水性佳，三角洲的透水性差，地下水容易流出地面後繼續向東流。宜蘭平原沖積扇區的導水係數，以蘭陽溪為界，南部較佳，北部較差。依據蘭陽溪以南區域鑽井岩心研究之結果顯示（圖3-1‑3），蘭陽平原最南側（圖3-1‑3(b)），受到古羅東溪河道影響，局部有較厚之含水層；跨過蘭陽溪兩側(圖3-1‑3(c))之含水層分布並不規則，且礫石層不多，含水層以粗砂為主，且較深層之沉積物以細砂及泥為主。
圖3-1‑3 蘭陽平原水系(a)與水文地質剖面(b)(c)圖(呂學諭，2001)
蘭陽平原處於沖繩海槽的最西緣，盆地內沉陷速率有極大的差異，再加上近兩萬年來海水面的落差高達
一萬八千年前全球海水面較今日低約120公尺，因此現今蘭陽平原之下大都形成一個不整合面。之後的沉積環境向上逐漸變深再變淺，近海側井位的沉積環境是由河口灣或濱面環境轉變為遠濱環境，之後再轉變為濱面至沖積平原環境。接近山側井位的沉積環境是由下游沖積平原轉變為沖積扇環境。六千年時全球海水面的高度達到最高峰，沉積環境不再變深，此時沉積物大量的填充至沉積盆地之中，沉積環境快速的變淺，粗粒的沉積物快速的向海側堆積，形成現今大範圍的蘭陽沖積平原。
蘭陽平原地下水系統受控於古蘭陽溪改道，及各沖積扇分布範圍之影響，因此地下水層之連續性較不規則。一般而言，沖積扇扇頂(上游)沉積物之顆粒較粗，往往形成良好之地下水層；沖積扇外圍(中、下游)沉積物粒度較細，含泥量較高，影響地下水層之側向連續。在平原西側，主要為蘭陽溪沖積扇所沉積之礫石層，厚度可達200公尺；往東礫石層的厚度變薄，粒度漸細；至沿海地區，僅上部約50公尺為三角洲所沉積之砂層，以下則以海相之泥層為主，無較佳之地下水層。綜整各項水文地質調查結果，初步將蘭陽平原地表下250公尺範圍，劃分為6個水文地質單元，即地下水層一、阻水層一、地下水層二、阻水層二、地下水層三及阻水層三。一般而言，地下水的利用以淺部之地下水層一為主；較深的地下水層（約150公尺以下）常有自噴現象，且較少開發。
圖13.2-1 蘭陽溪南側東西向水文地質剖面圖
圖13.2-2 蘭陽平原沿海南北向水文地質剖面圖
參考文獻:1.「臺灣地區地下水觀測網整體計畫(81-97年)成果彙編」
2.「臺灣地區水文地質分區特性」，中央地質調查所，民國97年。
3.104年度臺北、嘉義、高雄及屏東地區地層下陷監測及分析