静态箱——气相色谱法的优点是能同时分析气体样本中的多种成分，精度高，是开展水库水气界面温室气体通量观测最常用的一种方法。但是静态箱——气相色谱法通常只能获得点上的通量数据，且劳动强度大，气体分析成本较高，不适宜开展大区域、长期的观测；同时由于传统方法采用手动操作可能导致的人为误差，以及将所收集气体样本送实验室进行色谱分析的过程中，气体样本成分可能发生改变，都将导致最终计算得到的通量计算结果产生误差(Beaulieu J J et al ,2011)。
2.4.2 梯度法
水气界面的二氧化碳和甲烷扩散通量取决于水体与大气中对应气体的浓度以及气体的交换系数，梯度法正是基于这一原理，通过同时测量表层水和大气中的温室气体浓度，计算两者的浓度差，再根据气体交换系数，计算通量(Clough T et al ,2006)。梯度法可用下式表示(Cole
J J et al ,2001)：
F?K(Cw?Ca)
式中Cw为水体表层溶解的气体浓度，umole/L；Ca为大气中对应气体的浓度；k为气体交换系数，cm/h，与表层水体的湍流状况有关。
梯度法通过不同的气体浓度分析方法，可以实现对任何水生态系统表层水体和大气温室气体浓度的连续监测(Li F Y et al ,2011)。因而可用以进行水库水气界面气体通量的时间序列观测，是水气界面气体通量观测的常用方(Li P P et al ,2010)。
梯度法是一种基于气体水气界面扩散的过程半经验模型方法，但其对扩散过程的原理和驱动机制并没有很好的体现，因此模型计算的结果可能存在较大的不确定性，这种不确定性与相关环境因素如风速、降雨等的显著变化有关(Xiong Z Q et al ,2002)。
2.4.3 倒置漏斗法
倒置漏斗法(invert funnel)是用以对通过冒泡方式排放的温室气体进行采集和分析的观测方法。它是以倒置的漏斗联接气体收集装置，将装置置于水体表层以下一定高度处，收集水下产生的气泡，通过分析气体收集装置中气体的浓度，估算通过冒泡方式排放的气体通量。由于甲烷在水中的溶解度较小，在水库一定深度范围内，冒泡是其主要排放方式，因此，倒置漏斗法主要用于对甲烷冒泡排放量的观测(Zhao Y C et al ,2011)。
倒置漏斗法可以对观测点上通过气泡排放的气体通量进行监测，其局限性在于定点观测无法实现区域连续监测，且由于冒泡排放存在很强的时间和空间变异特征，倒置漏斗无法全面捕捉其排放信息(DUCHEMIN E et al ,1999)。在众多研究中，倒置漏斗法通常与静态箱法相结
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合，对水气界面温室气体的扩散与冒泡排放通量同步观测。
2.4.4 基于TDLAS的监测技术
可调谐二极管激光吸收光谱(Tunable Diode Laser Absorption Spectroscopy，TDLAS)技术是利用二极管激光器波长调谐特性，获得被测气体在特征吸收光谱范围内的吸收光谱，从而实现对气体定性或定量监测和分析。TDLAS方法具有精度高、响应迅速，可实现对大区域内多种气体的同时观测，在工业气体检测及甲烷等大气痕量气体监测中得到广泛应用
(MATTHE C J D et al,2003;TREMBLY A et al,2005)，也为水库温室气体通量区域观测提供了新思路。
2.4.5 涡度相关法
涡度相关法是目前直接测定大气与群落间二氧化碳交换通量的主要方法，也是国际上二氧化碳和水热通量测定的最常用方法，涡度相关法是通过测定大气中湍流运动所产生的风速脉动与物理量脉动，直接计算物质的通量(GURRIN F,2007;TREMBLY A et al ,2005）。
涡度相关法要求常通量层满足3个条件(RAYMOND A et al ,2001;SOUMIS N et al ,2004)：①热力中性大气条件下；②被测下垫面大尺度宏观均匀；③测点上风方向相当大的区域内气体通量排放均匀。采用涡度相关法可以获得相比箱法更大区域内的温室气体排放通量，并且可以实现长时间的无人值守连续观测，但同时涡度相关法也存在成本高、技术复杂、对环境要求较高等问题，目前，该方法主要应用于陆地生态系统的碳通量研究(UNESCO et al ,2009)。
2.5 环境因子对河流系统CO2、CH4、N2O产生的影响 2.5.1 温度
在大气压一定的的情况下，水体中溶存的气体和温度呈反比，温度升高，溶解度降低，气体从水面逸出，这也是热带地区温室气体排放量高的原因之一。此外，水温升高会使水中溶氧量下降，有机体呼吸作用增强。一般情况下，温度增高10℃，细菌的耗氧率约增大2.5倍，轮藻耗氧率约增大2.3倍(刘靖,2004)。底泥呼吸作用促进CO2的释放，同时缺氧的环境为CH4和N2O的产生创造了条件。Roulet等(Roulet NT et al,1997)发现CO2日释放通量与底泥温度呈正相关，同时水温也会影响CO2在水柱中的传输速度和溶解能力及水合速率。Lousi等(2000)认为沉积物在水温的影响下使积累的CH4的量大于扩散到水中的量，促进CH4形成气泡。Kalff(2001)通过对加拿大menphremagog湖的研究发现，由于温度对水体和沉积物中微生物的调节作用，成为影响反硝化作用的重要因素。Zimmerman等(1994)人对美国德克萨斯湾河口沉积物的研究显示反硝化速率最高值出现在夏季，且温度对反硝化作用的影响达52%。
2.5.2 pH值
水中有机物进行分解时会消耗掉溶解氧并释放CO2，从而导致pH值变小。同时，pH值
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影响水体中CO2浓度，当pH值较高时，水体中游离的CO2就会转变为碳酸盐，水体中CO2分压就会降低，导致水中溶解的CO2处于不饱和状态，促使大气中CO2进入到水体中，相反当pH值较低时CO2则从水体向大气中扩散。Therrien等(2012)发现当pH值> 8时，所观测的湖泊和水库会从大气中吸收CO2气体，水体成为CO2的汇。大多数甲烧氧化菌的最适pH值范围大约在中性(7~7.5)(Dunfield P et al ,1993)，尽管甲烧氧化菌对土壤酸碱性没有产甲烧菌敏感，但其对酸性条件更为敏感反硝化速率的最佳pH值为7.0~8.0并且N2为反摘化的主要产物，当pH值降低时则有利于N2O的释放，pH值降至5.2时，N2O则为主要产物对于硝化作用，当pH值在
3.4-8.6范围内时，N2O的释放量和土壤pH值呈正相关，当pH值较低时则抑制硝化作用。
2.5.3 溶解氧
缺氧沉积物中的碳大部分以甲烷和二氧化碳的形式排放，而在氧含量丰富条件下，沉积物中的碳主要以二氧化碳的形式排放。由于氧气的存在抑制了产甲院过程，沉积物中氧气的含量极大地控制着水生生态系统CH4的产生与排放(Popp TJ et al ,2000)。土壤(沉积物)氧化还原电位可以衡量土壤的厌氧程度。Masscheleyn等(1993)研究表明，当土壤氧化还原电位低于-150mV时，产甲烷菌才能产生CH4。Ronner等(1983)破究得出当水体DO饱和度在5%~110%之间时，N2O主要通过硝化反应产生，当DO饱和度在0%~5%时，硝化、反硝化及硝酸盐异化还原等过程都有可能产生N2O。在富氧区，硝化菌活性增强的同时，O2还会和NO3竞争成为电子受体阻止反硝化，但是过高的O2浓度对确化反应也不利，当溶存氧浓度超过饱和时的2~2.6倍时，沉积物中的硝化速率下降15~25%( Henriksen K et al ,1988)。低氧区，N2O的产生主要由反确化作用控制。
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2.5.4 有机质
Striegl and Michmerhuizen(1998)研究发现湖泊中CO2的饱和度随着可溶解无机碳的输入而增强。沉积物中有机质含量越高、微生物活性也就越强，其释放CO2的能力也越强。在沼泽湿地中，沉积物中有机物含量及性质对CH4的产生有明显的影响(Moore T et al ,2006)。甲烷可以通过细菌作用在富含有机物的缺氧沉积物中产生，其产生速率很大程度上取决于可降解的有机质含量。溶解的有机碳可作为脱氮细菌的能量源。研究表明，土壤(沉积物)中反硝化作用与土壤有效碳含量密切相关，而与总碳含量无关，土壤中加入有机质可促进反硝化强度。虽然总有机质中可利用有机质含量一般较低，但沉积物中有机碳分解的12%就能提供反硝化所需的碳源，因此反硝化速率仍然随着有机碳含量的升高而升高(Hamersley MR et al ,2002)。
2.6 结论与分析
（1）目前就水库、湿地、海口、河口等温室气体排放量研究较多，而对单个河流的温室气
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体排放量研究较少。
（2）国内外研究中，研究对象大多数为一个地区某一种水体或不同水体，而针对一个城市内的沟渠、鱼塘、河流、水库温室气体的源汇研究较少。
（3）研究中大多利用河流中温室气体的分压或浓度计算出河流水-气界面温室气体释放的通量，而利用静态暗箱法直接观测3种气体的研究较少。
（4）国内大多数学者都是就某一季节水——气界面温室气体通量日变化及影响因素分析，而长期定点监测其排放通量的研究较少。
（5）目前大多研究都只针对各个观测点温室气体排放通量的比较，并未对其具体产生机制进行深入的研究分析。
（6）大多都只测定水体中溶存的温室气体量，对河流沉积物的研究较少。
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