Půjdete-li na zahradu, do lesa nebo do parku a začnete kopat, zjistíte, že půda je vlhká (pokud nejste na poušti), ale není nasycená vodou. To znamená, že část pórového prostoru v půdě je obsazena vodou a část pórového prostoru je obsazena vzduchem (pokud nejste v bažině). Tomu se říká nenasycená zóna. Pokud byste kopali dostatečně hluboko, dostali byste se do bodu, kdy jsou všechny pórové prostory stoprocentně zaplněny vodou (nasycené) a dno vaší jámy by se zaplnilo vodou. Hladina vody ve vrtu představuje hladinu podzemní vody, což je povrch nasycené zóny. Na většině území Britské Kolumbie se hladina podzemní vody nachází několik metrů pod povrchem.

Voda dopadající na povrch země v podobě srážek (déšť, sníh, kroupy, mlha atd.) může stékat ze svahu kopce přímo do toku v podobě odtoku nebo může infiltrovat do půdy, kde se ukládá v nenasycené zóně. Voda v nenasycené zóně může být využita rostlinami (transpirace), vypařit se z půdy (výpar) nebo může pokračovat kolem kořenové zóny a stékat dolů k hladině podzemní vody, kde doplňuje zásoby podzemní vody.

Příčný řez typickým svahem s neohraničenou zvodní je znázorněn na obrázku 14.5. V oblastech s topografickým reliéfem hladina podzemní vody obvykle kopíruje povrch terénu, ale v údolích má tendenci se přibližovat k povrchu a v místech, kde jsou potoky nebo jezera, povrch protíná. Hladinu podzemní vody lze určit z hloubky vody ve studni, která se nečerpá, i když, jak je popsáno níže, to platí pouze v případě, že se studna nachází v neohraničeném vodonosném horizontu. V takovém případě většina svahu tvoří oblast doplňování, kde voda ze srážek stéká dolů přes nenasycenou zónu a dosahuje hladiny podzemní vody. Oblast u potoka nebo jezera, do které podzemní voda odtéká, je oblastí výtoku.

Co způsobuje, že voda proudí z oblastí doplňování do oblastí výtoku? Připomeňme si, že voda proudí v pórech, kde dochází ke tření, což znamená, že k pohybu vody je zapotřebí práce. Existuje také určité tření mezi samotnými molekulami vody, které je dáno viskozitou. Voda má nízkou viskozitu, ale tření je přesto faktorem. Všechny proudící tekutiny vždy ztrácejí energii třením s okolím. Voda bude proudit z oblastí s vysokou energií do oblastí s nízkou energií. Oblasti doplňování vody se nacházejí ve vyšších polohách, kde má voda vysokou gravitační energii. Právě energie ze slunce vypařila vodu do atmosféry a vynesla ji do oblasti doplňování. Voda tuto gravitační energii ztrácí, když proudí z oblasti doplňování do oblasti vypouštění.

Na obrázku 14.5 je hladina podzemní vody skloněná; tento sklon představuje změnu gravitační potenciální energie vody na hladině podzemní vody. Hladina podzemní vody je vyšší pod oblastí doplňování (90 m) a nižší v oblasti vypouštění (82 m). Představte si, kolik práce by dalo zvednout vodu 8 m vysoko do vzduchu. To je energie, která se ztratila třením, když podzemní voda proudila z vrcholu kopce do potoka.

V případě uzavřených vodonosných vrstev je situace mnohem složitější, ale jsou to důležité zdroje vody, takže musíme pochopit, jak fungují. Jak ukazuje obrázek 14.6, vždy existuje hladina podzemní vody, a to i v případě, že geologické materiály na povrchu mají velmi nízkou propustnost. Tam, kde se nachází omezený vodonosný horizont – tedy takový, který je od povrchu oddělen omezující vrstvou – bude mít tento vodonosný horizont svou vlastní „hladinu podzemní vody“, která se ve skutečnosti nazývá potenciometrická hladina, protože je mírou celkové potenciální energie vody. Červená přerušovaná čára na obrázku 14.6 je potenciometrická plocha pro uzavřenou zvodeň a popisuje celkovou energii, která se nachází pod vodou v uzavřené zvodni. Pokud vyvrtáme studnu do neuzavřeného vodonosného horizontu, voda vystoupá na úroveň hladiny podzemní vody (studna A na obrázku 14.6). Pokud však vyvrtáme studnu skrz neuzavřenou i uzavřenou zvodeň a do uzavřené zvodně, voda vystoupí nad horní hranu uzavřené zvodně na úroveň její potenciometrické hladiny (studna B na obrázku 14.6). Takový vrt se nazývá artézský, protože voda stoupá nad horní hranu zvodnělé vrstvy. V některých situacích může být potenciometrická hladina nad úrovní terénu. Voda ve vrtu vyvrtaném do omezené zvodně by v této situaci stoupala nad úroveň terénu a vytékala by, pokud by nebyl uzavřen (vrt C na obrázku 14.6). Jedná se o tzv. proudící artézskou studnu.

V situacích, kdy se vyskytuje akvitard omezeného rozsahu, je možná existence zvodnělé zvodně, jak je znázorněno na obrázku 14.7. Přestože perched aquifery mohou být v některých ročních obdobích dobrým zdrojem vody, bývají relativně tenké a malé, a tak se mohou snadno vyčerpat nadměrným čerpáním.

V roce 1856 provedl francouzský inženýr Henri Darcy několik pokusů, z nichž odvodil metodu odhadu rychlosti proudění podzemní vody založenou na hydraulickém gradientu a propustnosti vodonosné vrstvy, vyjádřené pomocí K, hydraulické vodivosti. Darcyho rovnice, kterou od té doby hydrogeologové hojně používají, vypadá takto:

V = K * i

(kde V je rychlost proudění podzemní vody, K je hydraulická vodivost a i je hydraulický gradient).

Tuto rovnici můžeme aplikovat na scénář na obrázku 14.5.

. Předpokládáme-li, že propustnost je 0,00001 m/s, dostaneme: V = 0,00001 * 0,08 = 0,0000008 m/s. To odpovídá 0,000048 m/min, 0,0029 m/h nebo 0,069 m/den. To znamená, že by voda potřebovala 1450 dní (téměř čtyři roky), aby urazila 100 m z blízkosti studny do potoka. Podzemní voda se pohybuje pomalu a to je přiměřená doba, za kterou voda urazí tuto vzdálenost. Ve skutečnosti by jí to pravděpodobně trvalo déle, protože se nepohybuje po přímce.

Je důležité si uvědomit, že podzemní voda neproudí v podzemních tocích ani netvoří podzemní jezera. S výjimkou krasových oblastí s jeskyněmi ve vápenci proudí podzemní voda velmi pomalu zrnitými sedimenty nebo pevnou horninou, která má v sobě pukliny. Ve značně propustných sedimentech s výrazným hydraulickým spádem je možné dosáhnout rychlosti proudění několika centimetrů za den. V mnoha případech jsou však propustnosti nižší než ty, které jsme zde použili jako příklady, a v mnoha oblastech jsou gradienty mnohem nižší. Není neobvyklé, že podzemní voda proudí rychlostí několika milimetrů až několika centimetrů za rok.

Jak již bylo uvedeno, podzemní voda neproudí v přímých liniích. Proudí z oblastí s vyšším hydraulickým spádem do oblastí s nižším hydraulickým spádem, a to znamená, že v mnoha situacích může proudit „do kopce“. To je znázorněno na obrázku 14.8. Přerušované oranžové čáry jsou ekvipotenciální čáry, tedy čáry se stejným tlakem. Modré čáry jsou předpokládané cesty proudění podzemní vody. Přerušované červené čáry jsou hranice zákazu proudění, což znamená, že voda přes tyto čáry nemůže proudit. Není to proto, že by tam bylo něco, co by ji zastavilo, ale proto, že tam není žádný tlakový gradient, který by způsobil proudění vody tímto směrem.

Zemní voda proudí v pravém úhlu k ekvipotenciálním čarám stejně, jako by voda tekoucí po svahu proudila v pravém úhlu k obrysovým čarám. Tok je v tomto scénáři místem s nejnižším hydraulickým potenciálem, takže podzemní voda, která proudí do spodních částí vodonosné vrstvy, musí proudit vzhůru, aby dosáhla tohoto místa. Nahoru ji tlačí tlakové rozdíly, například rozdíl mezi ekvipotenciálními čarami 112 a 110.

Podzemní voda, která protéká jeskyněmi, včetně těch v krasových oblastech – kde se jeskyně vytvořily ve vápenci v důsledku rozpouštění – se chová jinak než podzemní voda v jiných situacích. Jeskyně nad hladinou podzemní vody jsou vzduchem naplněné kanály a voda, která v nich proudí, není pod tlakem; reaguje pouze na gravitaci. Jinými slovy, proudí z kopce podél sklonu jeskynního dna (obrázek 14.9). Mnoho vápencových jeskyní také zasahuje pod hladinu podzemní vody a do nasycené zóny. Zde se voda chová podobně jako jakákoli jiná podzemní voda a proudí podle hydraulického spádu a Darcyho zákona.