第三节 径流量变化

1 人类活动对径流量影响分析

1.1 流域水量平衡分析

水量平衡是指任意的区域或流域，在任意的时段内，其收入的水量与支出的水量之差等于其蓄水量的变化。即在水循环过程中，从总体上来说水量收支平衡。对于陆地系统水量平衡方程式为：

式中：P_c为陆面降水量，mm；E_c为陆面蒸发量，mm；R为径流量，mm；ΔU为计算时间内蓄水量的增加量（当蓄水量增加时ΔU为正，减小时ΔU为负），mm。

大气降水是水资源的主要补给来源，降落到地面的水经过植物截留后，一部分产生径流流入河川形成地表水；另一部分渗入到地下储存并运动于岩石的孔隙、裂隙或岩溶空洞中，形成地下水；还有一部分通过地球表面蒸发回到大气中。河流水循环的主要途径，降水落到地面后，除了满足下渗、蒸发、截留、填洼等损失外，多余的水量以地表径流形式汇入江河。渗入到土壤或岩石中的水分，除一小部分被蒸发到大气中外，大部分转化成地下水。

在人类活动未涉及之前或人类活动影响较小时，水资源是一个天然的系统，其降水补给、产流、汇流、径流过程以及地表水与地下水相互转化等，是按照自然规律进行的。但在人类活动影响作用下，人为改变了原有水资源系统，水源地下垫面的改变，将会影响到天然降水量再分配、调节、储蓄和改变水循环系统等。

坡底小流域是一个分水岭边界清楚，完全闭合的自然单元，并且有长系列降水量和径流量监测资料，为研究该流域土地利用变化与水文效应相关性提供了科学依据。

在一个闭合流域内，如果把地表水、土壤水、地溪水看做一个整体或一个系统，则天然情况下的总补给量为降水量，总排泄量为河川径流量、总蒸散发量、地下潜流量之和。根据水量平衡原理，可以写出一定时段内此河流域的水量平衡方程式：

式中：P为流域面降水量，mm；R为流域河川径流量，mm；E为总蒸散发量，mm；U_g为地下潜流量，mm；ΔU为地表水、土壤水、地下水蓄水量的变化量，mm。

1.2 影响水文效应因素分析

水文效应是指地理环境变化引起的水文变化或水文响应。环境条件变化可分自然和人为两个方面。当代人类活动的范围和规模空前增长，对水文过程的影响或干扰越来越大。目前对水文效应的研究大多着重于各种人类活动对水循环、水量平衡要素及水文情势的影响或改变，又称为人类活动对水文情势的影响。

水文下垫面是影响水量平衡及水文过程的地表各类覆盖物的一个综合体。地表各类覆盖物很多，我们研究和关注的仅是影响水量平衡及水文过程的那些要素。这些要素大致可分为地质、地貌、植被和人为建筑等四类要素。地质类要素是指地表各类岩石、土壤、底层构造和各种水体等；地貌类要素指的是地表覆盖物的表面形态和高度（相对高度、绝对高度和地面坡度）；植被类要素指的是植被的种类、大小和密度等；人为建筑物要素指的是各类房屋、道路、场院、水库、梯田等。上述组成水文下垫面的4类要素，对水量平衡及水文过程的影响是各不相同的。本文通过对太行山典型小流域水文要素变化进行分析，分析其各要素对水量平衡及水文过程的影响，为水资源保护和开发利用提供科学依据。

地质类要素对水量平衡及水文过程的影响主要表现在入渗率、蒸发量、流域蓄水量、地表径流与地下径流的相互转化等方面，地质类要素一般变化不大。

地貌类要素对水量平衡及水文过程的影响起关键作用，如绝对高度与历年的降水量有相当密切的关系，另外，地面坡度越大，下渗量越小，蒸发量也越小，而汇流速度却越大，一般而言，地面坡度越大，则越有利于产流汇流；反之，则不利于产流汇流。

植被类要素是通过植物的生长影响水量平衡，同时，在植物生长的地方，由于土质较疏松易于入渗并能够存贮一定的水量，致使洪水过程趋于平缓，又使洪水总量有所减少，因此，植被对区域的水量平衡及水文过程亦有较大的影响。

人为建筑物从各方面改变了原有的水文下垫面状况，如改变了岩性，减小了地面坡度，破坏了地表原有的天然植被，修建水库后改变了下游原有的水量平衡及水文过程，某些道路、桥隧可能改变了原有的流域界线并打破了原有的水量平衡及水文过程状态。

人类活动影响地表径流可分为水资源开发利用活动的直接影响和流域下垫面渐变累积的间接影响两大类型。前者主要指因支撑河道外社会经济发展用水需求或防汛分洪和洪水利用，通过取水（分洪）设施直接引取利用河川径流，而对河流自然流量和过程造成的直接影响。后者主要指人类社会大规模土地开发利用和土地覆盖变化活动，渐进式引起流域下垫面变化，最终累积产生流域产汇流变化的水文效应，使流域地表径流伴随过程的变化而增大或减少。如：水土保持工程、城镇化、道路硬化、森林砍伐、农林牧渔垦殖，以及大规模水利工程、地下水超采引起的土壤干化等活动，造成的流域产汇流损失、产汇流速率、降水入渗、下垫面蒸散等产流特性发生变化，导致河川径流的量和过程发生变化的后置效应。本文重点分析该流域土地利用变化对流域产流的影响。

根据《邢台县水资源调查及水利区划报告》、《邢台县水资源开发利用现状分析报告》和《邢台县水资源评价》计算成果，分别对该流域1980年、1990年、2000年土地利用情况进行分析。计算成果见表7-12。

1.3 土地利用变化与水文效应相关性分析

在一个较短的时期内，地质类和地貌类要素的变化较小，但是人类活动对植被和人为建筑要素的影响则较为显著。短时期内水文下垫面变化以土地利用方式的改变为主。

根据现有资料情况，分别统计1980年、1990年和2000年的耕地、林地、草地和其他用地的变化情况。土地利用柱状图见图7-4。

图7-4 坡底小流域土地利用变化情况柱状图

通过不同年代土地利用变化情况对比分析，1990年和2000年耕地面积比1980年分别增加了17.1%和34.5%；林地面积分别增加了1.46%和2.45%。土地变化情况为草地面积减小，草地改造为耕地、梯田和林地。其他用地增加幅度较大，但该项用地仅占全流域面积的6%，相对影响较小。

荒坡地改为林地后，土壤在结构及地质方面均会得到改善，土壤的下渗能力及蓄水能力会有所增强。林地对径流的影响为枝叶在降雨过程中可以截留一部分水分，这部分水分大部分要蒸发掉；有枯枝落叶和发达根系的林地，具有含蓄一定水量的能力，其入渗能力比草地大，从而增加了降雨过程的入渗损失量。通过典型年不同时期降水量对径流系数影响分析、不同时段降雨径流关系分析等方法，分析土地利用变化与水文效应相关性。

1.3.1 典型年不同时期降水量对径流系数影响分析

本文利用该流域以往研究成果资料，分别对1980年、1990年、2000年土地利用情况进行对比分析，只能定性地反映流域土地利用变化过程。

通过对1973—2007年降雨径流检测资料分析，分别选取不同量级的年降水量，对照不同年代的径流系数，分析其变化特征。根据该流域年降水量大小，分别按照100mm划分时段，并依据时间顺序（1990年前后）分别选取两个年降水量与径流系数进行比较。坡底小流域典型不同时期年降水量与径流系数特征统计见表7-13。

通过对6组不同降水量级雨量分析，该流域产流系数呈递减趋势，变化范围在1.3∶1～3.3∶1之间。在降水量基本相同的典型年，由于土地利用变化等因素影响，前期径流系数明显大于后期。例如，1988年年降水量为586.9mm，径流系数为0.36；2002年年降水量为587.6mm，径流系数仅为0.11。两个典型年降水量基本相同，径流系数却相差3.3倍。径流系数递减主要由于流域土地利用变化引起的，另外，降雨在流域分布不均和降雨强度也是影响径流系数的一个因素。

1.3.2 不同时段降雨径流关系分析

流域土地利用变化是一个渐变的过程，对流域径流的影响也是一个渐变过程。根据该流域水文监测资料情况，考虑当地经济发展以及社会环境因素，以1990年为分界点。以1973—1989年作为一个时段，绘制降水—径流关系曲线；再以1990—2007年作为一个时段，同样绘制一条降水—径流关系曲线。关系曲线见图7-5。

图7-5 坡底小流域不同时段降水—径流关系曲线

由该流域降水—径流关系曲线可以看出，1973—1989年系列系列曲线与1990—2007年系列曲线形成两个系列。1990年以后，土地利用变化，流域植被增加，入渗量增加，使地表径流量呈递减趋势。

1.3.3 土地利用变化与水文效应相关性分析

根据不同年代土地利用资料分析，耕地面积有所增加。耕作的土壤具有特殊的水、热、气条件，有利于土壤生物、微生物滋生繁衍，促进土壤有机质分解和土壤结构形成，土壤松弛，有利于土壤持水量的提高和土壤水分运动。水分在不同土层缓慢入渗，可以调节径流，改变河川水文状况。虽然耕地增加会增加降水入渗量，对产流汇流有增加作用，但耕地面积占全流域的7.67%，对径流系数减小的贡献率影响不大。

林地面积变化不大，1990年比1980年增加了1.46%，2000年比1980年增加了2.45%。有调查资料显示，林地结构却发生了变化，果林面积增加幅度较大，2000年比1980年增加了20.8倍。人工林增加了将近3倍。而林地面积占流域总面积的80.4%，因而林地变化对该流域产流汇流影响较大。林地植被较好，植被层是一个包括微生物、昆虫等在内的生物群，具有较高的透水性和持水量。根据试验资料，1kg风干的枯枝落叶层可以吸水2～5kg，达到饱和时仍有很好的透水能力。林地植被有粗糙度大、透水性强的特点，对地表径流起着分解、滞缓、过滤等作用。同时，在植被较好的流域，土壤中动物运动的洞穴、孔道和植物根系的生长更新，使土壤密度小，总孔隙度大，这些有利于土壤持水量的提高和土壤水运动。植被对径流的作用，对于适中的降雨，一部分被地面枯落叶形成的腐殖层所吸收，一部分透过腐殖层渗入土壤形成地下水，改变了径流的分配形式。

草地变化呈递减趋势，1990年比1980年减少了29.6%，2000年比1980年减少了50.6%。草地面积占全流域总面积的11.9%，而草地减少的面积大部分用于果林和农田，增加降水的入渗量，对径流系数的影响趋于减小。

其他用地包括居民用地、道路、村镇建设、河川、农村工矿企业占地等，该项用地变化最大，1990年比1980年增加了36.4%，2000年比1980年增加了55.3%。关于城镇化过程的水文影响，一般认为，在城镇化快速发展的驱动下，不透水面积大量增加，改变了水量平衡状况，造成入渗减少，洪峰流量增大，但不同地区城市化发展程度的不同使得水文效应的表现也不相同。通过该项用地过程分析，用地有所增加，对流域产流汇流量增加，但由于该项用地所占比例较小，仅占全流域面积的6%，对全流域产流影响不大。

通过上述分析，流域内耕地面积和林地面积增加，对径流调节作用增大，使产流系数产生一定的影响。通过对该流域1973—2007年资料分析，产流系数呈递减趋势，平均每年递减0.005。图7-6为该流域产流系数变化过程线。

1.4 人类活动对径流影响

影响流域水文过程的水文下垫面因素包括地质、地貌、植被和人为建筑等4类要素。对于一个固定的流域而言，地质要素和地貌要素变化较小，人类活动对植被和人为建筑要素影响较为显著。

利用以往水资源评价成果，对坡底小流域土地利用情况进行分析，以1980年为基础，分别与1990年、2000年进行对比，耕地分别增加了17.1%和34.5%；林地分别增加了1.46%和2.45%；其他用地分别增加了36.4%和55.3%；草地分别减少了29.6%和50.6%。

通过对该流域1973—2007年资料分析，产流系数呈递减趋势，平均每年递减0.005。以1990年为时段分界，分别绘制两个系列降水—径流关系曲线，明显形成两个系列，土地利用变化对水文效应影响显著。对不同量级降水量分析，在年降水量基本相同的情况下，由于土地利用变化 （也包括降水分布不均和降雨强度的影响因素），径流系数变化范围在1.3～3.3倍之间。

图7-6 坡底小流域径流系数变化过程线

综合分析表明：流域内通过植树造林、种草、修建梯田等措施，使得流域下垫面覆盖状况发生了很大的改变，造成年径流和洪峰流量减少，而使入渗和枯季径流增加。该项研究采用太行山典型小流域长期检测资料分析成果，受地域和地理环境因素的制约，有一定的局限性。农业开发活动对水文过程的影响则因研究尺度、区域位置、气象条件、研究对象等因素的影响，不同区域有较大的差异。正确评价土地利用/覆被变化的水文效应，研究对水资源时空分布的影响，为水土资源的合理配置和可持续利用提供科学依据。

2 植被对径流调节作用

流域植被较好的区域，土壤疏松，物理结构好，孔隙度高，具有较强的透水性。在汛期可以截留大量的水分，渗入地下补充地下水。土壤渗透能力主要决定于非毛管孔隙度，通常与非毛管孔隙度呈显著正线性相关关系。土壤渗透的发生及渗透量决定于土壤水分饱和度与补给状况，不同的土壤类型和森林生态系统类型决定着土壤的渗透性能。植被较差的流域会降低根系的活动，加之凋落物层减少和土壤孔隙度降低，使土壤的渗水性能降低。

水资源的主要来源是降水，区域降水量的多少决定水资源量的多寡。但这不是唯一因素，由于地形、植被等因素不同，对于同一场降水过程，直接到地面产生径流，或者通过树冠漏下，或通过较好植被流入土壤中，再流入溪流中去。在这中间，无论是在数量上还是在质量上，水都发生了很大变化，这种不同不仅与植被、土壤、地形等自然环境有关，还和水利工程、水土保持等人类活动有关。特别是森林植被，它的水文效应最为突出，其结果就是影响到流域下游地区可用水量的有效性，包括区域的产流（水）量和产流量的（年内）时程分配与用水的协调适应性。现就河北省南部两个小流域实验站进行分析，比较不同流域和不同植被情况下对水资源在时空分布上的影响。

2.1 研究区水文特征与植被情况

2.1.1 研究区地理位置

坡底水文站位于邢台县西部山区城计头乡，东经114°02′，北纬37°05′。流域面积283km²。该流域农垦面积较小，山林面积大，连年绿化封山造林，基本上消灭了荒山，植被较好。土壤主要以黄土黑土为主。流域内无大型水利工程，只有几处塘坝等小型水土保持工程。西台峪水文站位于临城县石城乡，东经114°17′，北纬37°25′。本站上游河网密度大，都是小支沟，源短流急，洪枯期流量悬殊，流量暴涨暴落。流域集水面积127km²，由于近年来搞封山育林，基本上消灭了荒山，水土流失现象大为减少，但植被度不高。土壤主要以红土和沙土为主。

2.1.2 水文特征

降水：邢台市西部山区多年平均降水量610.3mm。计算的小流域附近有禅房、獐貘等700mm以上的多雨中心。降水量年内分配集中，全年降水量75%～80%集中在6—9月的汛期，而汛期降水量又集中在7月中下旬至8月上中旬的30d、甚至7d之内，特别是一些大水年份，降水量更加集中。降水量的年际变化很大，变差系数坡底和西台峪基本相同（0.46），单站年降水量最大最小之比一般在5～9倍。

蒸发：坡底站多年平均水面蒸发量1187mm（E601型蒸发器），西台峪站多年平均水面蒸发量1005mm。水面蒸发量变化与年降水量相反，年内变化较大，随各月气温、温度、日照、风速而变化，蒸发量最大出现在5—6月，水面蒸发的年际变化较小，一般不超过15%。

径流：两个流域均为闭合流域，径流主要以降水补给为主，其特点是全年水量集中在7—8月，年最大流量发生在7月下旬和8月上旬，在枯水期，径流量很小，有的年份甚至河干。由于汛期降水的特点，水量主要集中在汛期，占全年水量的65%～75%，非汛期水量只占全年的25%～35%，反映北方季节性河流的特性。河流径流量的多年变化与年降水量有直接关系，径流量多年变化基本上反映了降水量的多年变化。它们变差系数C_v值分别为：坡底站1.20；西台峪站1.25。

2.1.3 流域植被与土地利用状况

通过对不同小流域土壤土质情况调查，坡底流域内土壤类型以褐土、草甸土为主，土体结构为片状团粒，土壤中有机质为2.36%。西台峪流域内土壤类型为褐土，土壤结构为单粒、屑粒，土壤中有机质含量为1.30%。

流域内地理状况和生产结构及生产条件等，包括农田面积、林地面积、天然草地、荒坡地、果园面积等所占比例的多少，均对流域的产流、汇流有直接影响，表7-14是两个流域土地生产类型与利用情况。

通过对两个小流域土地利用情况调查可看出，西台峪流域内农田面积占流域总面积的23.12%，而坡底流域的农田面积占总面积的7.67%，西台峪流域内农业开发程度较高。坡底流域内林地面积占总流域面积的24.05%，而西台峪流域内林地面积仅占总流域面积的7.50%。流域植被覆被率按林地面积、天然草场、荒坡地和果园面积统计，则坡底流域植被覆盖率占流域面积的86.30%，西台峪的植被覆盖率占总流域面积的68.58%。

2.2 流域植被对径流调节作用的实验研究

在流域植被较好的区域，植被可以调节地表径流、防止土壤侵蚀、减少河流泥沙淤积等。树冠防止雨滴直接打击地表，削弱雨滴对土壤溅蚀作用，并可截流部分雨水。截留量的大小主要受降雨量和降雨强度的影响。

当降雨经过林冠层时，降雨量首先要进行第一次再分配，一部分被林冠截留，另一部分以穿透雨量和树干径流的形式到达土壤表面，土壤表面的实际受雨量称为林内净雨量或有效雨量。有效雨量在土壤包气带还要进行第二次再分配，一部分形成径流，另一部分通过下渗暂蓄包气带。在包气带较厚地区，由下渗补充给土壤包气带的水量，难以补给深层地下潜水，只有少部分形成壤中流。所以降雨的下渗量除部分以壤中流的形式产生径流外，其余暂蓄包气带，并将消耗于土壤蒸发和植物蒸腾。在我国北方的半干旱地区，降雨历时比较短促，如果不考虑雨期蒸发（雨期空气湿度相对较大，雨期蒸发可忽略不计），可以用水量平衡方程表达降雨量在林地的再分配关系：

式中：P_降雨量为流域面平均降雨量，mm；I_截留量为植被和林冠截留量，mm；R_径流量为直接产（径）流量，mm；D_蓄水量为包气带蓄水量，mm。

当降雨到达坡面以后，一部分雨量沿坡面产生地表径流，另一部分渗入土壤，随着这一过程的继续，土壤含水量达到并超过田间持水率，由于水分不能为毛管力所保持，而受重力支配，形成重力水。当重力水渗透到风化岩石所构成的弱透水层或相对不透水层时，一部分水量在土壤风化岩石的交界面处相聚，并沿相对不透水层侧向流动，形成壤中流；另一部分水量则进入风化岩体继续向下渗透，当风化岩体的含水量达到并超过岩体的弱透水层或相对不透水层时，水量再次积聚于风化岩石-基岩的交界面处，并沿该相对不透水层侧向流动，形成裂隙流。到了枯季，以地下水的形式排泄，形成枯季径流。

2.2.1 流域植被对年径流量的调节作用

河流水量可分为降水直接产生的流量和基流流量两部分。直接流量即为相应于降雨马上产生的流量，基流包括流域植被截留部分和土壤中被储留后在缓慢流出的部分。直接流量包含溪流的流路上降水和短暂透过露岩的水、降于地表后又原封不动流出的水和降于山腹斜面的又经过地表或土壤表层很快流出的水。直接流量和基流流量的比例，在一定程度上反映流域植被对径流的影响程度。流域植被越好，直接流量越小，对径流的调节作用越大。采用1995—2004年监测资料，分析两个流域直接产流情况，流域植被对径流影响统计见表7-15。

通过对坡底、西台峪两个小面积站年径流量与年内降雨直接产流水量进行分析计算，坡底站流域植被截留率为68.78%，西台峪站为54.67%。通过计算还可以看出，流域植被截流主要与植被有关，但也和降雨强度和降雨历时及降水量有关。如1996年、2000年，该流域发生较大洪水，两站截留率都比正常年份低2～3倍，说明流域植被截留也是有一定限度的，超过流域植被截留能力后，则全部以直接产流形式流出。而且降雨强度愈大，降雨愈集中，植被截留率愈低。

林地的枯枝落叶层腐烂后形成疏松结构层，有良好的吸水性和透水性。而枯枝落叶层的厚度、分解状况决定其吸水能力的大小。枯枝落叶和林木的死亡细根增加了土壤的有机质，并经微生物分解形成腐殖质，与土壤结合成团粒结构，加之林木根系和土壤中动物的洞穴、孔道，使土壤孔隙增加，改善了土壤物理、化学性质，提高了土壤透水性和蓄水能力。因此，有森林覆盖的地面，雨水缓慢渗入土内变成地下水，减少了地表径流量对土壤的冲刷作用，对减轻流域水土流失也起重要作用。

2.2.2 流域植被对径流量的年内分配的调节作用

植被较好的土壤具有特殊的水、热、气条件，有利于土壤生物、微生物的滋生繁衍，促使土壤有机质分解和土壤结构形成，加速土壤发育。同时，土壤中动物活动的洞穴、孔道和植物根系的生长更新，使土壤密度小，总孔隙大，非无管孔隙比例增大，这些有利于土壤持水量的提高和土壤水分运动。水分在不同土层内缓慢地沁流，最后进入河川，可以调节径流，改善河川水文状况，达到涵养水源的作用。

流域对降雨径流有调节作用，这种调节作用关键取决于流域植被，一方面植被截留缓和汇流时间，另一方面延长下渗时间，增大下渗量，减少由超渗产流汇聚的水量。汇流过程就是对降水进行重新分配的过程。通过对不同流域汛期（6—9月）与非汛期（10月—次年5月）流量分配比例计算，分析流域植被对径流年内分配的影响。两个流域汛期与非汛期水量所占比例见表7-16。

通过分析可以看出，流域植被较好的坡底站，在每年10月—次年5月，平均径流所占水文年径流量的比例明显高于流域植被较差西台峪站。根据10年平均资料计算，坡底站的汛期径流量占全年径流量的64.54%，非汛期径流量占全年的35.46%。西台峪站的汛期径流量占全年的74.14%，非汛期径流量占全年的25.86%。分析结果说明，流域植被对径流年内分配影响比较明显，坡底站的非汛期径流量比例明显高于西台峪站。

2.2.3 流域植被对洪峰的截留作用

对于一个闭合小流域，单次洪水水量就是收集监测断面上的区域所收集起来的直接天然降水径流，一次降雨的产流量将受到众多因素的影响，如降雨、前期土壤含水量、下垫面情况等，降雨因素又包括降水量、降雨强度等；下垫面情况又包括集水面质地、土壤结构、容重、集水面坡度等，均影响产流量的变化。

根据实测降雨和径流资料，确定两个流域次暴雨径流系数。在上述两个小面积站的降水中，从1995—2004年测验成果中，选择降雨强度、降水量相似的次暴雨进行比较，分析不同流域单次暴雨的产流情况，并计算其径流系数，调查结果见表7-17。

通过对两个流域几场暴雨产流情况调查分析，在流域面雨量、降雨历时及降雨强度基本相同的情况下，其径流系数相差很大。坡底站在降雨强度为1.11～2.20mm/h，径流系数分别为2.9%～5.3%之间；西台峪站降雨强度为1.49～2.23mm/h，径流系数在12.0%～16.2%之间。通过对次暴雨产流情况分析，说明流域植被对调节洪水起很大作用，不仅减少洪峰流量，而且延缓洪峰时间，增大对地下水的入渗量和入渗时间，对于涵养流域水分起重要作用。

2.2.4 流域植被对枯季径流量的影响

枯季径流来源主要是汛末滞留于流域内的蓄水量和枯季降水量，以地下蓄水量补给为主。枯季径流情势的特点是呈现比较稳定的消退过程。山区河流的主要补给来源为包气带水或岩层裂隙水。此外，枯季径流的来源还包括枯季降雨。降雨量除一部分形成直接径流外，其余的可能滞蓄于地面（最终耗于蒸发和下渗），或渗入土壤补给土壤含水量与地下水，引起地下水位的变化，进而影响地下径流及后期的枯水径流。流域内的蒸散发也是影响枯季径流的因素之一，冬季植物蒸散发能力减弱，地下水位呈现缓慢上升。北方地区的冬季积雪、河流结冰、土壤水冻结以及春季融雪、解冻等，都会对枯季径流产生不同程度的影响。上述两个流域在其他影响因素基本相同的情况下，则流域植被对枯季径流的影响就比较明显了。

根据对太行山片麻岩坡地不同植被覆盖条件下降雨入渗过程中岩土不同剖面总水势实验资料分析，在片麻岩区坡地降雨入渗主要因素有以下几个方面：降落在坡地上的水分主要通过风化岩体的裂隙网络渗入地下；坡地上的植被的根系主要分布在风化岩体的裂隙网络里，植被的存在与生长，加速了坡地岩土的风化过程，这主要表现在岩石的破碎，岩体裂隙的增多、增长、裂隙宽的增大，以及岩块孔隙的增多；在降雨过程中，植被的存在不同程度的加快了片麻岩坡地降雨的入渗过程及对浅层地下裂隙潜流的补给过程。

采用1995—2004年测验资料，对两个小面积实验站径流量和枯季径流量进行分析，计算出不同流域枯季单位面积产流量，坡底小流域站为58183m³/km²，西台峪小流域站为53448m³/km²，坡底流域植被覆盖率比较好，在枯季比西台峪流域1.0km²多产水量4735m³，流域植被对枯季径流的影响比较明显。计算成果见表7-18。

2.3 结论

通过对坡底、西台峪两个小面积站年径流量与年内降雨直接产流水量进行分析计算，坡底站流域植被截留率为68.78%，西台峪站为54.67%。流域植被覆盖率高的流域，截留率就高。根据实验站10年监测资料分析，流域植被覆盖率高17.72%，植被对水量的截留则提高了14.11%。

根据10年平均资料计算，坡底站的汛期径流量占全年径流量的64.54%，非汛期径流量占全年的35.46%。西台峪站汛期径流量占全年的74.14%，非汛期径流量占全年的25.86%。分析结果说明，坡底站非汛期径流量高于西台峪站和柳林站，森林植被对年径流量的调节作用比较明显。在流域植被高17.72%的情况下，非汛期径流量提高了9.60%。

通过对不同流域几场暴雨产流情况调查分析，在流域面雨量、降雨历时及降雨强度基本相同的情况下，其径流系数相差很大，西台峪流域的次降雨径流系数是坡底流域的3倍左右。通过对单次暴雨产流情况分析，说明流域植被对调节洪水起很大作用，不仅减少洪峰流量，而且延缓洪峰时间，增大对地下水的入渗量和入渗时间，对于涵养流域水分起重要作用。

流域植被对改变水量循环有密切关系，对天然降水量起水量再分配、调节、储蓄和改变水分循环系统的作用，同时也改变了径流的分配形式。对于植被较好的流域，大量的雨水渗入地下储存起来，从而减少了洪水径流，在枯季地下水又成为补给河流水量的来源，通过地下浅层过滤和自净作用使水质质量变得更好。

3 径流量变化

多年平均年径流量指多年径流量的算术平均值，以m³/s计。用以总括历年的径流资料，估计水资源，并可作为测量或评定历年径流变化、最大径流和最小径流的基数。多年平均年径流量也可以多年平均径流深度表示，即以多年平均年径流量转化为流域面积上多年平均降水深度，以mm计。水文手册上，常以各个流域的多年平均径流深度值注在各该流域的中心点上，绘出等值线，叫做多年平均径流深度等值线。

河流的年径流量在多年期间内的变化。常以各年的年径流量作为随机变量，绘制频率曲线来反映河川径流的年际变化规律，这是水利工程规划设计和跨流域引水的研究必不可少的基本资料。为了反映年径流量的相对变化，可采用年径流量的变差系数值表示。有些河流多水年和少水年常是连续儿年成组交替出现，造成“供”与“需”的矛盾，需兴建大型水利工程，进行径流的年际调节，才能满足用水要求。

径流年际变化指河川径流在多年期间内的变化。由于气候因素的年变化，致使河流年径流量也有一定的年际变化规律。从大量实测径流资料中发现，丰水年或枯水年往往连续出现，而且丰水年组与枯水年组循环交替。

丰、枯水年组的循环规律与大气环流的变化有密切关系。反映年径流量相对变化的特征值，主要是年径流量的变差系数和绝对比率。变差系数能够反映总体的相对离散程度（即不均匀性）。绝对比率是实测的最大年平均流量与最小年平均流量的比值，它也能反映年径流量的变幅。河川径流年际变化规律，不仅为水利工程的规划设计提供基本依据，而且对于一个地区自然地理条件的综合分析评价以及跨流域引水工程的研究都是重要的资料。

3.1 水库站河川径流还原计算

河川径流还原计算的方法很多，主要有分项还原法、模型法、经验公式法、径流双累积法和流域蒸发差值法。而进行月径流还原计算时，通常采用分项还原法。分项还原法是根据水量平衡原理建立水平衡公式，通过计算水利工程引起的增减水量推求测验断面的天然河川径流量。计算公式如下。

式中：W_天然为还原后的天然河川月径流量；W_出库为出库实测月径流量；W_农耗为农田灌溉月耗水量；W_工耗为工业用水月耗水量；W_库蓄为水库月蓄水变量；W_渗漏为水库月渗漏损失量；W_库蒸为水库增加的月水面蒸发损失量。

3.1.1 农田灌溉耗水量

农田灌溉耗水量是指农田灌溉引水过程中，因蒸发消耗和渗漏损失掉而不能回归到河流的水量，为渠首引水量与回归入河水量之差。在计算农田灌溉耗水量之前，须首先弄清区域用水水源、用水区域和回归水之间的关系和相对位置，来判别应还原的水量。如果灌区引水口在测验断面上游，而灌区在测验断面下游时，则灌溉耗水量即为渠首引水量。如灌区引水口和灌区均在测验断面上游时，则灌溉耗水量应等于渠首引水量减去综合回归水量，即：

其中

式中：W_引水为渠首引水量；W_综回为农田灌溉水综合回归水量，包括田渠下渗回归水量和田渠弃水量；W_净灌为农田灌溉净用水量；W_田回为田间下渗回归水量；m_净定为农田灌溉净定额；f_实灌为实际灌溉面积；E_渠蒸为渠系引水、输水过程中增加的蒸发损失量。

由于W_田回和E_渠蒸可相互抵消一部分，因此灌溉耗水量计算可简化为下式：

3.1.2 工业用水耗水量

工业用水耗水量为工业用水取水量与工业废水入河排放量之差。其值包括两部分：一是用水户在生产过程中被产品带走、蒸发和渗漏掉的水量，称为用水消耗量；二是工业废水在排放过程中因渗漏和蒸发而耗损的水量，称为排水消耗量。以上各项水量的水平衡关系为：

式中：W_工耗为工业用水耗水量；W_取水为工业用水取水量；W_河排为工业废水入河排放量；W_用耗为用水消耗量；W_排耗为排水消耗量。

用经还原、修正后的1956—2005年年径流量系列资料，根据数理统计原理，通过频率计算推求出不同保证率径流量。根据计算结果，参考邻区和全市历次评价成果，并适当考虑降水、地理等因素绘制出1956—2005年平均径流深等值线图，见图7-7。

本次计算所采用统计参数中，均值直接用矩法计算成果，变差系数和偏差系数先用矩法估算，再由皮尔逊Ⅲ型曲线进行适线调整，并参考参数地区分布规律综合分析确定。年径流深变差系数C_v的地区分布情况，大致是由西部山丘区向平原区逐渐递增。高值区出现在平原区，C_v值在1.0～1.4之间变化。C_s/C_v值变化不大，在2.0～2.5之间。

3.2 年径流的地区分布

年径流的分布规律基本上与年降水一致，但地区分布变化更大，这是由于地表径流除了受降水分布不均的影响外，还要经过流域下垫面的调节，其地区分布的变化是降水和流域下垫面综合作用的结果。

图7-7 朱庄站年P—R相关图

高值地带，其中有以路罗为中心的高值区，年径流深达200mm以上；平原区则不足50mm。从多年平均年径流深等值线图上可以看出，在太行山的迎风坡，呈现一条与山脉弧形走向一致的径流深大于100mm的高值带。

3.3 径流的年内分配和多年变化

3.3.1 径流量年内分配

径流年内分配的特点与降水年内变化的规律相似，但由于下垫面因素的影响，使径流的年内分配与降雨又有所不同。山丘区的河流的全年连续最大四个月水量一般出现在7—10月，由于各河径流的补给形式和流域调蓄能力的差异，使各河水量的集中程度有所不同，一般为70%～80%（见图7-8），其汛期的水量（6—9月）可占全年水量的70%左右。

图7-8 朱庄水库流域各年代多年月平均流量过程线

由图可知，朱庄站不同年代及多年平均的年内径流变化过程相似均为单峰型且峰值均出现在8月。径流量年内分配不均，1—6月径流量小且变化缓慢，7月开始逐渐增加，8月增加迅速达到最大值，9月开始逐渐减小，10—12月径流变化缓慢但量较1—6月稍大。总体来看，年径流量主要集中在汛期的6—9月，尤其集中在7月、8月两月，汛期6—9月的径流量占年径流量的70%～80%。

3.3.2 年际变化特征分析

对朱庄站1953—2000年天然年径流量系列进行统计分析得出，年最大径流量为1963年16.4亿m³，年最小径流量为1999年0.0823亿m³，最大值与最小值的比值为198.5，年径流变差系数为1.02，说明该区域径流量年际变化很大，图7-9为朱庄区域径流量年际变化曲线图。由图可知，1953—1969年、1973—1977年、1982年、1988年、1995—1996年、2000年为丰水年，1965年、1979—1981年、1983—1987年为枯水年，其余年份为平水年。径流量的年际变化幅度表现为20世纪70—80年代明显小于50—60年代和90年代。图7-9为朱庄水库径流量过程线。

图7-9 朱庄水库径流量过程线

3.4 年径流系数

径流系数是一定汇水面积内总径流量（mm）与降水量（mm）的比值，是任意时段内的径流深度Y与造成该时段径流所对应的降水深度X的比值。径流系数说明在降水量中有多少水变成了径流，它综合反映了流域内自然地理要素对径流的影响。其计算公式为α=Y/X。而其余部分水量则损耗于植物截留、填洼、入渗和蒸发。

多年平均年径流系数的地区分布与年径流深相似。在太行山的迎风坡，呈现一条与山脉弧形走向一致的年径流系数大于0.2的高值地带。年径流系数的最高值为0.35，出现在路罗一带。年径流系数由高值带向东部逐渐减小。

4 水库渗漏损失量

4.1 水库渗漏损失量计算方法

水库渗漏量分为坝基渗漏、库底渗漏和库岸渗漏三部分。观测水库渗漏，可用坝下反滤沟实测流量资料推算水库渗漏量。在地质结构复杂的地区，观测水库渗漏量较复杂，可采用水量平衡方法进行估算。计算公式为：

式中：W_渗漏为水库渗漏量，万m³；W_入库为计算时段内入库水量，万m³；W_降水为计算时段内降落在水库水面的水量，万m³；W_蓄变为计算时段内水库蓄水量变化，万m³；W_出库为计算时段内出库水量，万m³；W_蒸发为计算时段内水库水面蒸发量，万m³。

4.2 入库水量计算

朱庄水库上游来水量包括野沟门水库来水量和区间流域来水量。

4.2.1 野沟门水库来水量

朱庄水库地表径流量，因上游有野沟门水库形成梯级水库，野沟门水库向朱庄水库入流可以通过野沟门水库河道放水或弃水量计算。朱庄水库流域上游有野沟门水库是一座以防洪为主的中型水利枢纽工程，控制流域面积500km²，总库容5040万m³，可灌溉土地12万亩，受益村庄200多个，是一座库容量为2800万m³的中型水库。

野沟门水库水量主要用于野沟门灌区农业用水，丰水年弃水进入朱庄水库。该水库河道过水量即为朱庄水库上游来水的一部分。利用野沟门水库河道流量资料，逐月计算计入朱庄水库的水量。计算公式为：

式中：W_{i，野沟门}为野沟门水库第i月进入朱庄水库水量，万m³；N_i为第i月的天数；Q_i，河道为野沟门水库河道第i月进入朱庄水库的平均流量，m³/s。

利用野沟门水库1990—2010年河道逐月流量资料，计算逐月进入朱庄水库的水量。计算结果见表7-19。

4.2.2 区间流域地表径流量

地表径流量考虑野沟门水库下游至朱庄水库区间形成的地表径流。野沟门水库流域控制面积500km²，则本次计算地表径流的面积为720km²。

水文比拟法是将参证流域的某一水文特征移用到应用流域的一种方法。野沟门至朱庄水库区间内，坡底水文站有较长系列的水文监测资料，坡底小流域作为参证流域，利用坡底水文站资料系列，按照水文比拟法计算区间地表径流。计算公式为：

式中：W_i，区间为第i月区间流域地表径流量，万m³；W_i，坡底为第i月坡底小流域地表径流量，万m³；A_区间为区间流域面积，km²；A_坡底为坡底小流域的流域面积，km²。

利用坡底水文站1990—2010年逐月平均流量资料，计算区间流域的水量。计算结果见表7-20。

4.3 水库水面降水量计算

根据朱庄水库降水量观测资料，与相应月份水库水面面积，分别计算各月在水库水面的降水量，计算公式为：

式中：W_i，降水为第i月降落在水库水面的水量，万m³；k为单位换算系数；P_i，降水为第i月的降水量，mm；A_i，水面为第i月的水库水面面积，km²。

利用朱庄水库1990—2010年逐月降水量资料，结合水库逐月平均水面面积，分别计算逐月降落在水库水面的水量。计算结果见表7-21。

4.4 水库蓄水变量

利用朱庄水库水位观测资料，以每月1日8时坝上水位和相应的水库蓄水量，分别计算出逐月水库蓄水量变化。计算关系式为：

式中：W_i，蓄水为第i月水库蓄水量，万m³；W_i+1，蓄水为第i+1月水库蓄水量，万m³；±W_蓄变为第i月和第（i+1）月水库蓄水量变化，万m³。

利用朱庄水库1990—2010年水位、蓄水量观测资料，计算朱庄水库逐月水库蓄水量变化。计算结果见表7-22。

4.5 水库水面蒸发量计算

4.5.1 计算方法

目前，尚无直接测定天然水体水面蒸发的方法。通常确定水面蒸发的方法有器测法、水量平衡法、热量平衡法、湍流扩散法、经验公式法。目前采用的水面蒸发观测的方法是器测法，器测法所测得的蒸发量，要和代表天然水体的蒸发量进行折算，才能得到水库、湖泊等天然水体的蒸发量。

小型蒸发器观测到的蒸发量，与天然水体表面上的蒸发量仍有一定差别。观测资料表明，当蒸发器的面积大于20m²时，蒸发器观测的蒸发量与天然水体的蒸发量才基本相同。因此，用上述设备观测的蒸发量数据，都应乘以折算系数，才能作为天然水体的蒸发量估计值，即：

式中：E_天然为天然水面蒸发量，mm；K为折算系数；E_仪器为小型蒸发器观测的水面蒸发量，mm。

在20世纪80年代初期，世界气象组织仪器和观测方法委员会提出以20m²水面蒸发池作为水面蒸发量的临时国际标准，推荐ΓΓN 3000和A级蒸发器为站网用蒸发器。世界气象组织已通过这项建议。

蒸发观测场为20m²蒸发池，水面蒸发采用器测法，每日8时、20时观测两次。在封冻期间，将观测时间改为14时。在初冰期和解冻期，池面冰盖很薄，中午近池壁的部分融化，冰体呈自由漂浮的大圆片，可正常观测逐日蒸发量。在封冻期，冰盖加厚对冰下水挤压，为防止池壁变形或开裂，用连通管排水的原理来减压。池面形成坚实的冰盖，必须沿蒸发池壁用电钻打孔，使冰盖脱离池壁而浮起，再用测针观测连通管内的水位。

利用河北省衡水水文实验站20m²池观测的水面蒸发资料，与同步观测的E601型蒸发器观测资料进行分析，计算两种观测仪器各月的水面蒸发量折算系数。计算结果见表7-23。

4.5.2 朱庄水库水面蒸发量

根据河北省衡水水文实验站20m²蒸发池与E601型蒸发器的折算系数，利用朱庄水库E601型蒸发器观测资料，结合水库水面面积，计算朱庄水库水面蒸发量。计算时段以月为计算时段，计算公式：

式中：E_i，水库为第i月水库蒸发量，万m³；k为单位换算系数；A_{i，水面面积}为第i月水库水面面积km²；E_{i，水面蒸发}为第i月天然水面蒸发量，mm。

利用朱庄水库1990—2010年水面蒸发量观测资料，结合水库逐月水面面积，计算各年逐月水库水面蒸发量。计算结果见表7-24。

4.6 出库水量

朱庄水库出库水量除主河道放水或弃水外，还有南干渠、北干渠向灌区供水和邢台市兴泰发电厂、邢台钢铁厂和德隆钢铁公司等工业用水（“引朱济邢”供水工程）。

4.6.1 南干渠水量

朱庄水库南干渠设计灌溉面积13.8万亩，有效灌溉面积7.0万亩。灌区位于沙河市浅山、丘陵和山前平原区，受益范围涉及孔庄乡、綦村镇、十里亭、新城、白塔、赞善等乡镇。供水量主要用于农业灌溉。供水时间随着农作物的需水季节放水。朱庄南干渠1990—2010年逐月过水量见表7-25。

4.6.2 北干渠水量

朱庄北灌区位于邢台县中南部浅山丘陵区，设计有效灌溉面积9.6万亩。受益范围包括邢台县南石门、羊范、太子井3个乡镇43个行政村，受益总人口8.3万人。朱庄北干渠1990—2010年逐月过水量见表7-26。

4.6.3 邢台市工业用水量

河北省“引朱济邢”引水工程是引朱庄水库的蓄水至邢台市区的钢厂和电厂。一条输水管道自水库尾水池引水，沿河右岸铺设，在调度中心分成四条支路，其中两支通往钢厂，两支通往电厂。2004年12月开始试供水，2005年“引朱济邢”工程正式向市区供水，2004—2010年供水量见表7-27。

4.6.4 河道放（弃）水量

河道放水或弃水，水库根据汛期和枯水期的径流条件及水库泄洪建筑物的条件确定的汛期起始调洪的水位称汛前限制水位，汛前水库必须把蓄水位降到此水位。朱庄水库河道断面平时很少过水，放水时间一般在汛前为达到汛前限制水位放水，再就是汛期上游来水量大，需要弃水。朱庄水库1990—2010年河道放水（弃水）量见表7-28。

4.7 水库渗漏量计算

根据1990—2010年朱庄水库降水、蒸发、用水及蓄水量变化资料，以月为计算时段计算各月朱庄水库渗漏量。朱庄水库涉及水量平衡的因素较多，上游水利工程来水、地表径流量，用水涉及南干渠、北干渠、河道放水及工业用水等，还有水库水面降水量和蒸发量等，每个因素产生的误差都累积到渗漏量。因此对该影响因素的月份计算的渗漏量产生较大误差。

表7-29为朱庄水库1990—2010年逐月平均水位。

在分析计算时，分别选择没有上述因素影响的月份进行统计，做到去伪存真，去粗保精，使选择的该月的渗漏量能真是反映水库渗漏的水量。图7-10为朱庄水库月平均水位与渗流量相关关系图。

选择的大部分点距，均在水位235m以上，因此朱庄水库月平均水位与渗漏量相关关系，适用于月平均水位在235m以上。在月平均水位小于235m时，按实际计算的最小值的平均值计算，水库渗漏量计算结果小于200万m³ 时，以200万m³ 控制最低控制。其关系式如下：

图7-10 朱庄水库月平均水位与渗漏量相关关系图

根据朱庄水库月平均水位与渗漏量相关关系，计算出1990—2010年逐月朱庄水库渗漏量。计算结果见表7-30。

4.8 水库渗漏量变化特征

4.8.1 多年平均渗漏量

根据朱庄水库1990—2010年水库逐月渗漏量计算结果，计算出朱庄水库年渗流量，朱庄水库多年平均渗漏量为4885万m³。计算结果见表7-31。

4.8.2 水库渗漏量年际变化

极差是观测变量的最大取值与最小取值之间的离差，也就是观测变量的最大观测值与最小观测值之间的区间跨度。极差的计算公式为：

式中：R为极差；max（X_i）、min（X_i）分别为最大年渗漏量、最小年渗漏量，万m³。

从一定意义上来说，绝对数值的变化，更能反映一个地区的自然地理特征的变化大小。朱庄水库1996年渗漏量为7526万m³，2010年为2431万m³，极值差为5095万m³。通过极值差可以看到，年最大水面渗漏量与年最小渗漏量相差5095万m³。水库渗流量年际变化与水库水位、水库蓄水量等有关，也与水库周边地形构造有关。

极值比表示年际渗漏量最大值与最小值之比，极值比K_a可表示为：

式中：K_a为极值比；max（X_i）、min（X_i）分别为年最大渗漏量、年最小渗漏量，万m³。

渗漏量K_a值越大，渗漏量年际变化越大；K_a值越小，年际变化小，表示渗漏量年际之间均匀。朱庄水库渗漏量极值比为3.1，表示年际变化大。

水库渗漏量是水量平衡计算的一个重要因子。用直接测量水库渗漏量的方法较复杂，成本高，开展此项工作较少。采用水量平衡法计算水库渗漏量，直接利用水文监测数据进行计算，可以解决不具备监测渗漏量的水库获得渗漏量。

采用水量平衡法计算水库渗漏量，以月为计算时段进行分析。在分析过程中，筛选出对水量平衡影响因素较小的月份，建立水库渗漏量与水库水位相关关系，用改关系推求逐月水库渗漏量。

朱庄水库多年平均渗漏量为4885万m³。水库渗漏量受水库水位、蓄水量等影响因素影响，年际变化较大，极值差为5095万m³，极值比为3.1。

5 野沟门水库水量变化

野沟门水库位于朱庄水库上游，流域面积500km²，占朱庄水库总面积的41%。野沟门水库水量调节，对下游水库的水量调节和调度都有影响。特别是野沟门灌区用水，对流域水平衡计算也有影响。对野沟门水库流域，按照单独流域进行分析计算，为全流域水量计算和水平衡分析提供参考依据。

5.1 水库蓄水量变化

野沟门水库出水量主要有河道放水（或弃水）和渠道放水，渠道放水主要供给野沟门灌区以及七里河河道补水。表7-32为野沟门水库1986—2013年水量变化统计。

2013年5月29日，邢台县野沟门和东川口水库同时提闸放水，通过七里河河道渗漏带为百泉泉域补充岩溶水。这是继朱庄水库放水通过大沙河强渗漏带补充岩溶水之后的又一新渠道。通过七里河强渗漏带向市区补充岩溶水1511.47万m³，历时38d，即从野沟门水库引水，途经9.4km的野沟门灌区渠道和10km的自然河道，输送到东川口水库后以5m³/s的流量通过七里河黄店村东至邢左公路桥10km渗漏段补充泉域岩溶水。

5.2 野沟门灌渠用水量

野沟门灌区总干渠长5.77km，渠道设计流量10m³/s，由野沟门水库电站尾水渠引水，经1.4km的浆砌石防渗明渠段，在穿过4413m的凤凰山隧道，跨越分水岭进入丘陵区，在总干渠隧道出口处的西河口村建有分水枢纽工程。向北为北干渠，途经西侯峪、连牛田、于家庄、孔家庄至桐花岭，长21km，穿过14个山丘，越过5条山谷。建有隧洞14个，总长度3700m。建有渡槽5座，长600m。修闸涵74座。明渠宽4m，高2.2m，全部为浆砌石衬砌防渗，设计流量6.0m³/s。

凤凰山隧道1966年8月正式开工，1970年4月30日竣工，历时3年4个月。全长4413m，隧道为廊道形断面，涉及断面宽度3.3m、高3.4m，其中有一段尚未按设计完成，仅开凿一个宽度2.4m、高2.6m的小断面。其明渠长度1500m，宽3.4m、高3.5m，由于隧道尚未全部达到设计要求。输水能力仅为6.7m³/s。在开挖隧道时，为扩大施工面，沿线打竖井13眼，共长500多m，最深处93m。全部工程完成工程量9.9万m³。

北干渠在桐花岭建有泄洪闸，可顺石相河向阳河向羊卧湾水库送水，补充钙水库水源。这条干渠上有团结渠、跃进渠、胜利渠、北支渠、南支渠等5条支渠，总长44km，共建有渡槽14座、隧洞45处、小型闸涵108座。

北干渠在总干渠完成后的1971年4月动工，至1976年6月竣工。共完成土石方55.4万m³，用工242.5万个，国家补助投资250万元。5条支渠有当地受益亲中自己修建，共动土石方24万m³。

由西河口向南，可利用七里河自然河道将水输送到东川口水库。在输水河道的右岸，马河乡建有多丰、前进2条支渠。夺丰渠长17.5km，沿线建有隧洞5处、渡槽2座、倒虹吸1座、小型建筑物12座。前进渠长2.5km，沿线建有隧洞8处、倒虹吸1座。

整个灌区内有总干渠3条、干渠6条、支渠15条，总长170km。建有各种建筑物636座，其中较大建筑物47座。

以灌区更新改造为契机，大力推广灌区渠道防渗节水措施。目前灌区渠系渗漏量大，约占引水量的一半，渠系水利用率较低，一般约0.5，田间灌水技术较粗放，田间水利用率约0.8，灌溉水利用率约0.4，在无井灌条件下，约占一半的水量回收利用率低。采用渠道防渗的方式来减少输水损失，提高输水利用率，降低单位面积负担，不仅利于灌区发展，而且优化了资源配置，利于提高全社会节水意识，对节约水资源起着重要作用。

渠道兴建防渗护面工程后，渠道质量改善，渠床稳定性、行水速度与过水能力提高，便于维修养护，有利于及时、快速引水、输水与配水；新建防渗渠道还因断面缩小而减少渠道占地，因此对灌区工程进行渠道防渗节水技术改造是主攻方向。表7-33为野沟门水库灌区历年灌溉供水量统计表。