家の庭や森や公園に出て掘り始めると、土は（砂漠でない限り）湿っているが、水で飽和していないことがわかると思います。 つまり、土壌の間隙の一部は水で占められており、一部は空気で占められているのです（沼地でない限りは）。 これが不飽和帯と呼ばれるものです。 もし、十分に掘り下げることができれば、すべての間隙が100％水で満たされた状態（飽和状態）になり、穴の底が水で満たされることになります。 穴の中の水位は、飽和帯の表面である水位表を表しています。

降水（雨、雪、あられ、霧など）として地表に落ちた水は、丘の斜面から流出という形で直接川に流れることもあれば、地面に浸透して不飽和帯に貯められることもあります。 不飽和帯の水は、植物によって利用されるか（蒸散）、土壌から蒸発するか（蒸発）、または根域を通過して水位まで下降し、そこで地下水を涵養する。

不圧帯水層を持つ典型的な丘陵地の断面を図 14.5 に示している。 地形的な起伏のある地域では、水位は一般的に地表に沿うが、谷では地表に近づく傾向があり、小川や湖がある場所では地表と交差している。 水位は、揚水されていない井戸の水深から判断することができるが、後述するように、それは井戸が不圧帯水層内にある場合にのみ適用される。 この場合、丘陵地の大部分が涵養域を形成し、そこでは降水による水が不飽和帯を通って下方に流れ、水位に到達する。 地下水が流れている小川や湖のある場所が排出域です。

何が水を涵養域から排出域に流しているのでしょうか。 水は摩擦のある孔の中を流れているので、水を動かすのに仕事が必要であることを思い出してください。 また、水の分子自体にも摩擦があり、これは粘性によって決まります。 水の粘性は低いのですが、それでも摩擦は起こります。 流れる流体はすべて、周囲との摩擦によって常にエネルギーを失っている。 水は、エネルギーの高いところから低いところへと流れていきます。 涵養地は標高が高く、水の重力エネルギーが大きいところです。 太陽からのエネルギーで水が大気中に蒸発し、涵養域まで持ち上げられたのです。

図14.5では、水位が傾斜していますが、この傾斜は水位における水の重力位置エネルギーの変化を表しています。 水位は涵養域（90m）の下で高くなり、放流域（82m）で低くなっている。 水を8m空中に持ち上げるのに、どれだけの労力がかかるか想像してみてください。 これは地下水が丘の上から小川に流れるときに摩擦で失われたエネルギーです。

帯水層の場合はもっと複雑ですが、重要な水源なので、その仕組みを理解しておく必要があります。 図14.6に示すように、常に水位があり、これは地表の地質材料が非常に低い透水性を持っている場合でも同様である。 帯水層が閉じこめられている場合、つまり地表から閉じ込められた層で隔てられている場合、この帯水層には独自の「水位表」があり、これは実際には電位差表面と呼ばれ、水の全潜在エネルギーを示す尺度である。 図14.6の赤い破線は、閉じ込められた帯水層の電位差面であり、閉じ込められた帯水層の中で水が受けている全エネルギーを示している。 不圧帯水層に井戸を掘ると、水は水位面（図14.6の井戸A）の高さまで上昇する。 しかし、不圧帯水層と拘束層の両方を通り、拘束帯水層に井戸を掘ると、水は拘束帯水層の上部を超えてその電位差面の高さまで上昇する（図14.6の井戸B）。 これは、帯水層の上部を水が上昇することから、アルテシアン井戸と呼ばれる。 状況によっては、電位差表面は地表面より上にあることもある。 このような状況で閉じ込められた帯水層に掘削された井戸の水は、キャップがされていなければ、地 上レベルを超えて上昇し、流出することになる（図14.6の井戸C）。

限られた範囲の帯水層が存在する状況では、図14.7に示すように、パーチド帯水層が存在することが可能である。 パーチド帯水層は、一年のある時期には良い水源となるかもしれないが、比較的薄く小さい傾向があるので、過剰な汲み上げで簡単に枯渇する。

1856年、フランスのエンジニア、アンリ・ダルシーがいくつかの実験を行い、帯水層の動水勾配と透水性に基づいて地下水の流速を推定する方法を導き出した（K、透水係数で表される）。 それ以来、水文地質学者に広く使われているダルシーの式は次のようなものである。

V = K * i

（ここでVは地下水の流速、Kは透水係数、iは水勾配）

この式を図14.5のシナリオに適用することができる。 透水係数を0.00001m/sとすると、次のようになる。 V = 0.00001 * 0.08 = 0.0000008 m/sとなります。 これは、0.000048 m/分、0.0029 m/時間、または0.069 m/日に相当します。 つまり、井戸の近くから川まで100mを移動するのに1,450日（約4年）かかることになる。 地下水の流れは緩やかなので、その距離を移動するのに必要な日数としては妥当なところです。

地下水が地下を流れることはなく、また地下湖を形成することもないことを理解することが重要である。 石灰岩の中に洞窟があるカルスト地域を除いて、地下水は粒状の堆積物や、割れ目のある固い岩の中を非常にゆっくりと流れます。 透水性の高い堆積物で動水勾配が大きい場合は、1日あたり数センチメートルの流速が可能である。 しかし、多くの場合、浸透率はここで例に挙げたものよりも低く、多くの地域では勾配もかなり緩やかである。 地下水の流速は、年間数ミリから数センチであることも珍しくありません。

すでに述べたように、地下水は一直線に流れるわけではありません。 地下水は水頭の高いところから水頭の低いところへ流れるので、多くの場合、「上り坂」を流れることになる。 これは図14.8に示されている。 オレンジ色の破線は等ポテンシャル、つまり圧力が等しい線である。 青い線は、予測される地下水の流路である。 赤の破線は無流動境界線で、これらの線を越えて水が流れることはできないことを意味する。 4380>

斜面を流れる水が等高線に対して直角に流れるように、地下水も等電位線に対して直角に流れます。 このシナリオの小川は最も水力ポテンシャルが低い場所なので、帯水層の下部に流れる地下水は上方に流れてこの場所に到達しなければならない。 例えば、112等電位線と110等電位線の差のような圧力差によって上方に押し上げられます。

石灰岩が溶けてできたカルスト地形などの洞窟を流れる地下水は、他の場所の地下水とは異なる挙動をします。 水位より高い洞窟は空気で満たされた水路であり、その中を流れる水は圧力を受けず、重力にのみ反応する。 言い換えれば、水は洞窟の底の勾配に沿って下へ下へと流れる（図14.9）。 多くの石灰岩の洞窟は、水位よりも低く、飽和領域にも広がっている。 ここでも水は他の地下水と同様の挙動を示し、水勾配とダルシーの法則に従って流れる