Si sale a su jardín o a un bosque o a un parque y empieza a cavar, verá que el suelo está húmedo (a menos que esté en un desierto), pero no está saturado de agua. Esto significa que parte del espacio de los poros del suelo está ocupado por el agua y otra parte por el aire (a no ser que estés en un pantano). Esto se conoce como la zona no saturada. Si pudieras cavar lo suficiente, llegarías al punto en el que todos los espacios porosos están llenos de agua al 100% (saturados) y el fondo del agujero se llenaría de agua. El nivel de agua en el agujero representa el nivel freático, que es la superficie de la zona saturada. En la mayor parte de la Columbia Británica, el nivel freático está varios metros por debajo de la superficie.

El agua que cae en la superficie del suelo en forma de precipitación (lluvia, nieve, granizo, niebla, etc.) puede fluir desde la ladera de una colina directamente hacia un arroyo en forma de escorrentía, o puede infiltrarse en el suelo, donde se almacena en la zona no saturada. El agua de la zona no saturada puede ser utilizada por las plantas (transpiración), evaporarse del suelo (evaporación) o continuar más allá de la zona de las raíces y fluir hacia abajo hasta el nivel freático, donde recarga las aguas subterráneas.

En la figura 14.5 se ilustra una sección transversal de una ladera típica con un acuífero no confinado. En las zonas con relieve topográfico, el nivel freático suele seguir la superficie del terreno, pero tiende a acercarse a la superficie en los valles, y se cruza con la superficie donde hay arroyos o lagos. El nivel freático puede determinarse a partir de la profundidad del agua en un pozo que no se esté bombeando, aunque, como se describe más adelante, eso sólo se aplica si el pozo está dentro de un acuífero no confinado. En este caso, la mayor parte de la ladera forma la zona de recarga, donde el agua de las precipitaciones fluye hacia abajo a través de la zona no saturada para llegar a la capa freática. La zona del arroyo o lago a la que fluye el agua subterránea es una zona de descarga.

¿Qué hace que el agua fluya desde las zonas de recarga a las zonas de descarga? Recordemos que el agua fluye por los poros donde hay fricción, lo que significa que se necesita trabajo para mover el agua. También hay cierta fricción entre las propias moléculas de agua, que viene determinada por la viscosidad. El agua tiene una viscosidad baja, pero la fricción sigue siendo un factor. Todos los fluidos que fluyen siempre pierden energía por la fricción con su entorno. El agua fluirá desde las zonas de alta energía hacia las de baja energía. Las zonas de recarga se encuentran a mayor altura, donde el agua tiene una gran energía gravitatoria. Fue la energía del sol la que evaporó el agua en la atmósfera y la elevó hasta la zona de recarga. El agua pierde esta energía gravitacional a medida que fluye desde la zona de recarga hasta la zona de descarga.

En la Figura 14.5, el nivel freático está inclinado; esa pendiente representa el cambio en la energía potencial gravitacional del agua en el nivel freático. El nivel freático es más alto bajo la zona de recarga (90 m) y más bajo en la zona de descarga (82 m). Imagina cuánto trabajo supondría elevar el agua a 8 m de altura en el aire. Esa es la energía que se perdió por la fricción cuando el agua subterránea fluyó desde la cima de la colina hasta el arroyo.

La situación se complica mucho más en el caso de los acuíferos confinados, pero son fuentes importantes de agua, por lo que debemos entender cómo funcionan. Como se muestra en la figura 14.6, siempre hay un nivel freático, y eso se aplica incluso si los materiales geológicos de la superficie tienen una permeabilidad muy baja. Cuando existe un acuífero confinado, es decir, separado de la superficie por una capa de confinamiento, este acuífero tendrá su propio «nivel freático», que en realidad se denomina superficie potenciométrica, ya que es una medida de la energía potencial total del agua. La línea roja discontinua de la figura 14.6 es la superficie potenciométrica del acuífero confinado, y describe la energía total a la que está sometida el agua dentro del acuífero confinado. Si perforamos un pozo en el acuífero no confinado, el agua subirá hasta el nivel de la capa freática (pozo A en la figura 14.6). Pero si perforamos un pozo que atraviese tanto el acuífero no confinado como la capa de confinamiento y llegue al acuífero confinado, el agua subirá por encima de la parte superior del acuífero confinado hasta el nivel de su superficie potenciométrica (pozo B en la figura 14.6). Esto se conoce como un pozo artesiano, porque el agua se eleva por encima de la parte superior del acuífero. En algunas situaciones, la superficie potenciométrica puede estar por encima del nivel del suelo. El agua de un pozo perforado en el acuífero confinado en esta situación se elevaría por encima del nivel del suelo y fluiría hacia fuera, si no está tapado (pozo C en la figura 14.6). Esto se conoce como un pozo artesiano fluyente.

En situaciones en las que hay un acuitardo de extensión limitada, es posible que exista un acuífero perchado, como se muestra en la figura 14.7. Aunque los acuíferos perchados pueden ser buenas fuentes de agua en algunas épocas del año, tienden a ser relativamente delgados y pequeños, por lo que pueden agotarse fácilmente con un bombeo excesivo.

En 1856, el ingeniero francés Henri Darcy llevó a cabo algunos experimentos a partir de los cuales derivó un método para estimar la tasa de flujo de agua subterránea basado en el gradiente hidráulico y la permeabilidad de un acuífero, expresado mediante K, la conductividad hidráulica. La ecuación de Darcy, ampliamente utilizada por los hidrogeólogos desde entonces, es la siguiente:

V = K * i

(donde V es la velocidad del flujo de agua subterránea, K es la conductividad hidráulica e i es el gradiente hidráulico).

Podemos aplicar esta ecuación al escenario de la figura 14.5. Si suponemos que la permeabilidad es de 0,00001 m/s obtenemos V = 0,00001 * 0,08 = 0,0000008 m/s. Esto equivale a 0,000048 m/min, 0,0029 m/hora o 0,069 m/día. Eso significa que el agua tardaría 1.450 días (casi cuatro años) en recorrer los 100 m desde las proximidades del pozo hasta el arroyo. Las aguas subterráneas se mueven lentamente, y ese es un tiempo razonable para que el agua recorra esa distancia. De hecho, es probable que tarde más que eso, porque no se desplaza en línea recta.

Es fundamental entender que las aguas subterráneas no fluyen en arroyos subterráneos, ni forman lagos subterráneos. A excepción de las zonas kársticas, con cuevas en la piedra caliza, el agua subterránea fluye muy lentamente a través de los sedimentos granulares, o a través de la roca sólida que tiene fracturas. Son posibles velocidades de flujo de varios centímetros por día en sedimentos significativamente permeables con gradientes hidráulicos importantes. Pero en muchos casos, las permeabilidades son menores que las que hemos utilizado como ejemplo aquí, y en muchas zonas, los gradientes son mucho menores. No es infrecuente que las aguas subterráneas fluyan a velocidades de unos pocos milímetros a unos pocos centímetros por año.

Como ya se ha señalado, las aguas subterráneas no fluyen en línea recta. Fluye desde zonas de mayor altura hidráulica hacia zonas de menor altura hidráulica, lo que significa que puede fluir «cuesta arriba» en muchas situaciones. Esto se ilustra en la figura 14.8. Las líneas naranjas discontinuas son equipotenciales, es decir, líneas de igual presión. Las líneas azules son las trayectorias de flujo de agua subterránea previstas. Las líneas rojas discontinuas son límites de no flujo, lo que significa que el agua no puede fluir a través de estas líneas. Esto no se debe a que haya algo que lo impida, sino a que no hay un gradiente de presión que haga que el agua fluya en esa dirección.

El agua subterránea fluye en ángulo recto respecto a las líneas equipotenciales de la misma manera que el agua que fluye por una pendiente lo haría en ángulo recto respecto a las curvas de nivel. El arroyo en este escenario es el lugar con el potencial hidráulico más bajo, por lo que el agua subterránea que fluye hacia las partes bajas del acuífero tiene que fluir hacia arriba para llegar a este lugar. Es forzada hacia arriba por las diferencias de presión, por ejemplo, la diferencia entre las líneas equipotenciales 112 y 110.

El agua subterránea que fluye a través de las cuevas, incluidas las de las zonas kársticas -donde se han formado cuevas en la piedra caliza debido a la disolución- se comporta de forma diferente a las aguas subterráneas en otras situaciones. Las cuevas situadas por encima del nivel freático son conductos llenos de aire, y el agua que fluye dentro de estos conductos no está sometida a presión; sólo responde a la gravedad. En otras palabras, fluye cuesta abajo siguiendo la pendiente del suelo de la cueva (Figura 14.9). Muchas cuevas de piedra caliza también se extienden por debajo del nivel freático y en la zona saturada. Aquí el agua se comporta de forma similar a cualquier otra agua subterránea, y fluye según el gradiente hidráulico y la ley de Darcy.