补给

地下水补给是水从地表水向地下下移的水文过程。补水是水进入含水层的主要方法。这个过程通常发生在植物根部以下的包气带中，通常表现为水位表面的流量。自然地（通过水循环）和通过人为过程（即“人工地下水补给”）发生补给，其中雨水和/或再生水被输送到地下。地下水由雨雪融化自然补给，地表水（河流和湖泊）补给较少。包括铺路，开发或伐木在内的人类活动可能会阻碍充电。这些活动可能会导致表层土壤流失，导致水分渗入减少，地表径流增加，补给量减少。地下水的使用，特别是灌溉，也可能会降低地下水位。地下水补给是可持续地下水管理的重要过程，因为长期从含水层抽取的体积率应小于或等于补给的体积率。补给可以帮助将积聚在根区的多余盐分移动到更深的土壤层或地下水系统中。树根增加土壤水分进入地下水，减少水分地表径流。通过向下游移动粘土，洪水暂时增加了河床的渗透性，这就增加了含水层的补给量。在印度，人工地下水补给变得越来越重要，因为农民抽取的地下水已经导致地下资源枯竭。另一个环境问题是通过诸如乳牛场，工业和城市径流等水通量来处理废物。湿地有助于维持地下水位，并对水头进行控制（O'Brien 1988; Winter 1988）。这也为地下水补给和排放到其他水域提供了力量。由湿地补给地下水的程度取决于土壤类型、植被、地点、周长与体积比和水位梯度（Carter and Novitzki 1988; Weller 1981）。地下水补给通过主要在湿地边缘发现的矿质土壤发生（Verry and Timmons 1982）。大多数湿地的土壤是相对不渗透的。高的周长与体积比例，如小型湿地，意味着水可以渗透到地下水中的表面积很高（Weller 1981）。地下水补给在典型的小型沼泽地如草原凹坑中可以为区域地下水资源的补给作出重大贡献（Weller 1981）。研究人员发现，每季节地下水补给量高达湿地容积的20％（Weller 1981）。如果水均匀地落在一个场地上，以致不超过土壤的田间容量，那么微不足道的水会渗透到地下水。如果在低洼地区倒水，相同的水量集中在一个较小的地区可能会超过现场的能力，导致水渗出下来补给地下水。相对贡献径流面积越大，渗透越集中。在一个地区相对均匀地下降的水，在地表洼地下选择性地流向地下水的循环过程是抑郁聚焦补给。在这样的凹地下，水位上升。凹地集中的地下水补给在干旱地区中非常重要。更多的降雨事件有助于地下水供应。凹地集中的地下水补给也会使污染物深入地下水。这在具有岩溶地质构造的地区中是非常值得关注的，因为水最终可以将隧道一直溶解到含水层，或者以其他方式断开水流。优先流动的这种极端形式加速了污染物的输送和这种隧道的侵蚀。通过这种方式，意图将地表径流排泄的洼地 - 在流向易受侵害的水资源之前 - 能够随着时间的推移而连接地下。上方进入隧道的空穴会导致坑洞或洞穴。更深层次的积水施加压力，迫使水更快地进入地下。更快的流动将污染物排除，否则它们会被吸附在土壤中并携带污染物。这可以将污染物直接带到下面的提高的地下水位并进入地下水供应。因此，浸润盆地的水质特别受到关注。雨水中的污染地表径流收集在保留盆地中。浓缩可降解污染物可加速生物降解。但是，地下水位的高低，这就影响了滞洪池和水庭园的适当设计。由于其他相关过程（如或蒸散和渗入过程必须首先进行测量或估算以确定平衡，地下水补给量难以量化。物理方法使用土壤物理学的原理来估计补给量。“直接的”物理方法是那些试图实际测量通过根区下方的水量的方法。“间接”物理方法依赖于土壤物理参数的测量或估计，这些参数可以与土壤物理原理一起用于估计潜在的或实际的补给量。经过数月无雨天，湿润气候条件下的河流水位低，代表完全排水的地下水。因此，如果集水面积已知，则可以从这个基流计算补给量。化学方法使用化学惰性水溶性物质，如同位素示踪或氯化物在土壤中移动，因为发生深度排水。