Als u in uw tuin of in een bos of park gaat graven, zult u merken dat de grond vochtig is (tenzij u in een woestijn bent), maar niet verzadigd is met water. Dit betekent dat een deel van de poriën in de bodem wordt ingenomen door water, en een ander deel door lucht (tenzij u in een moeras bent). Dit staat bekend als de onverzadigde zone. Als je ver genoeg zou kunnen graven, zou je op een punt komen waar alle poriën voor 100% gevuld zijn met water (verzadigd) en zou de bodem van je gat vollopen met water. Het waterniveau in het gat is de grondwaterspiegel, dat is het oppervlak van de verzadigde zone. In de meeste delen van British Columbia ligt de grondwaterspiegel enkele meters onder het oppervlak.

Water dat als neerslag (regen, sneeuw, hagel, mist, enz.) op het grondoppervlak valt, kan in de vorm van afvloeiing van een heuvelhelling rechtstreeks naar een beek stromen, of het kan in de grond infiltreren, waar het in de onverzadigde zone wordt opgeslagen. Het water in de onverzadigde zone kan door planten worden gebruikt (transpiratie), uit de bodem verdampen (verdamping), of langs de wortelzone verder stromen naar de grondwaterspiegel, waar het het grondwater aanvult.

Een dwarsdoorsnede van een typische heuvel met een niet-ingesloten watervoerende laag is afgebeeld in figuur 14.5. In gebieden met topografisch reliëf volgt de grondwaterspiegel over het algemeen het landoppervlak, maar in valleien komt hij dichter bij het oppervlak en bij beken of meren snijdt hij het oppervlak. De grondwaterspiegel kan worden bepaald aan de hand van de diepte van het water in een put die niet wordt opgepompt, hoewel dat, zoals hieronder beschreven, alleen geldt als de put zich in een niet-ingesloten watervoerende laag bevindt. In dit geval vormt het grootste deel van de helling het aanvullingsgebied, waar het neerslagwater door de onverzadigde zone naar beneden stroomt om de grondwaterspiegel te bereiken. Het gebied bij de beek of het meer waar het grondwater naartoe stroomt is een afvoergebied.

Waardoor stroomt het water van de aanvoergebieden naar de afvoergebieden? Bedenk dat water in poriën stroomt waar wrijving is, wat betekent dat het werk kost om het water te verplaatsen. Er is ook enige wrijving tussen de watermoleculen onderling, die wordt bepaald door de viscositeit. Water heeft een lage viscositeit, maar wrijving is nog steeds een factor. Alle stromende vloeistoffen verliezen altijd energie aan wrijving met hun omgeving. Water stroomt van gebieden met veel energie naar gebieden met weinig energie. Oplaadgebieden liggen hoger, waar het water een hoge gravitatie-energie heeft. Het was de energie van de zon die het water in de atmosfeer deed verdampen en het naar het oplaadgebied optilde. Het water verliest deze gravitatie-energie wanneer het van het aanvoergebied naar het afvoergebied stroomt.

In figuur 14.5 is de grondwaterspiegel hellend; die helling vertegenwoordigt de verandering in gravitationele potentiële energie van het water aan de grondwaterspiegel. De grondwaterspiegel ligt hoger in het aanvoergebied (90 m) en lager in het afvoergebied (82 m). Stel je voor hoeveel werk het zou zijn om water 8 m hoog in de lucht te brengen. Dat is de energie die verloren ging aan wrijving terwijl het grondwater van de top van de heuvel naar de beek stroomde.

De situatie wordt een stuk gecompliceerder in het geval van besloten watervoerende lagen, maar het zijn belangrijke bronnen van water, dus we moeten begrijpen hoe ze werken. Zoals figuur 14.6 laat zien, is er altijd een watertafel, zelfs als de geologische materialen aan de oppervlakte een zeer lage doorlatendheid hebben. Wanneer er sprake is van een ingesloten watervoerende laag – d.w.z. een watervoerende laag die van de oppervlakte is gescheiden door een insluitende laag – zal deze watervoerende laag zijn eigen “grondwatertafel” hebben, die eigenlijk een potentiometrisch oppervlak wordt genoemd, omdat het een maat is voor de totale potentiële energie van het water. De rode stippellijn in figuur 14.6 is het potentiometrisch oppervlak voor het ingesloten watervoerend pakket, en het beschrijft de totale energie die het water onder zich heeft in het ingesloten watervoerend pakket. Als we een put boren in het niet-ingesloten watervoerend pakket, zal het water stijgen tot het niveau van de grondwaterspiegel (put A in figuur 14.6). Maar als we een put boren door zowel het niet-confined aquifer als de opsluitende laag en in het confined aquifer, zal het water boven de top van het confined aquifer uitstijgen tot het niveau van het potentiometrisch oppervlak (put B in figuur 14.6). Dit wordt een artesische put genoemd, omdat het water boven de top van het watervoerend pakket uitstijgt. In sommige situaties kan het potentiometrisch oppervlak boven het maaiveld liggen. Het water in een put die in een dergelijke situatie in een ingesloten watervoerende laag wordt geboord, stijgt tot boven het maaiveld en stroomt eruit, als hij niet is afgedekt (put C in afbeelding 14.6). Dit staat bekend als een stromende artesische put.

In situaties waar een aquitard van beperkte omvang aanwezig is, is het mogelijk dat er een perched aquifer bestaat, zoals weergegeven in figuur 14.7. Hoewel perched aquifers in sommige perioden van het jaar goede waterbronnen kunnen zijn, zijn ze meestal relatief dun en klein, en kunnen ze dus gemakkelijk uitgeput raken door te veel pompen.

In 1856 voerde de Franse ingenieur Henri Darcy enkele experimenten uit waaruit hij een methode afleidde om de snelheid van de grondwaterstroming te schatten op basis van de hydraulische gradiënt en de doorlatendheid van een watervoerende laag, uitgedrukt met K, het hydraulisch geleidingsvermogen. De vergelijking van Darcy, die sindsdien door hydrogeologen op grote schaal is gebruikt, ziet er als volgt uit:

V = K * i

(waarin V de snelheid van de grondwaterstroming is, K het hydraulisch geleidingsvermogen, en i de hydraulische gradiënt).

We kunnen deze vergelijking toepassen op het scenario in figuur 14.5. Als we aannemen dat de doorlatendheid 0,00001 m/s is, krijgen we: V = 0,00001 * 0,08 = 0,0000008 m/s. Dat komt overeen met 0,000048 m/min, 0,0029 m/uur of 0,069 m/dag. Dat betekent dat het 1450 dagen (bijna vier jaar) zou duren voor het water de 100 m van de omgeving van de put naar de beek zou hebben afgelegd. Grondwater beweegt langzaam, en dat is een redelijke hoeveelheid tijd voor water om die afstand af te leggen. In feite zou het waarschijnlijk langer duren, omdat het zich niet in een rechte lijn verplaatst.

Het is van cruciaal belang te begrijpen dat grondwater niet in ondergrondse stromen stroomt en ook geen ondergrondse meren vormt. Met uitzondering van karstgebieden, met grotten in kalksteen, stroomt grondwater zeer langzaam door korrelige sedimenten, of door massief gesteente met breuken erin. Stroomsnelheden van enkele centimeters per dag zijn mogelijk in sedimenten met een grote doorlatendheid en een grote hydraulische gradiënt. Maar in veel gevallen zijn de doorlatendheden lager dan die welke we hier als voorbeeld hebben gebruikt, en in veel gebieden zijn de gradiënten veel lager. Het is niet ongewoon dat grondwater stroomt met snelheden van enkele millimeters tot enkele centimeters per jaar.

Zoals reeds opgemerkt, stroomt grondwater niet in rechte lijnen. Het stroomt van gebieden met een grotere hydraulische stijghoogte naar gebieden met een kleinere hydraulische stijghoogte, en dit betekent dat het in veel situaties “omhoog” kan stromen. Dit wordt geïllustreerd in figuur 14.8. De gestippelde oranje lijnen zijn equipotentiaallijnen, d.w.z. lijnen met gelijke druk. De blauwe lijnen zijn de voorspelde grondwaterstromingsroutes. De gestippelde rode lijnen zijn no-flow grenzen, wat betekent dat er geen water over deze lijnen kan stromen. Dat is niet omdat er iets is dat het tegenhoudt, maar omdat er geen drukgradiënt is die het water die kant op doet stromen.

Grondwater stroomt loodrecht op de equipotentiaallijnen, net zoals water dat van een helling afstroomt loodrecht op de hoogtelijnen zou stromen. De beek in dit scenario is de plaats met het laagste hydraulische potentieel, dus het grondwater dat naar de lagere delen van de aquifer stroomt, moet omhoog stromen om deze plaats te bereiken. Het wordt omhoog geduwd door de drukverschillen, bijvoorbeeld het verschil tussen de equipotentiaallijnen 112 en 110.

Grondwater dat door grotten stroomt, ook in karstgebieden – waar grotten in kalksteen zijn ontstaan door oplossing – gedraagt zich anders dan grondwater in andere situaties. Grotten boven de grondwaterspiegel zijn met lucht gevulde kanalen, en het water dat in deze kanalen stroomt staat niet onder druk; het reageert alleen op de zwaartekracht. Met andere woorden, het stroomt bergafwaarts langs de helling van de grotbodem (figuur 14.9). Veel kalksteengrotten reiken ook tot onder de grondwaterspiegel en tot in de verzadigde zone. Hier gedraagt het water zich op een vergelijkbare manier als al het andere grondwater, en stroomt het volgens de hydraulische gradiënt en de wet van Darcy.