天津市海河温室气体排放特征与影响因素研究

胡晓康 ，昝逢宇，常素云，王云仓，王松庆，王洪伟，张雷，钟继承*

1.安徽师范大学生态与环境学院，安徽 芜湖 241003；2.中国科学院南京地理与湖泊研究所/湖泊与环境国家重点实验室，江苏 南京 210008；3.天津市水利科学研究院，天津 300061

受人类活动影响，大气中温室气体浓度不断增加，加剧了全球气候变化。二氧化碳（CO2），甲烷（CH4）和氧化亚氮（N2O）是大气中最重要的3种温室气体。2018年，大气中CO2，CH4和N2O的全球平均浓度分别是工业革命前（1750年）的147%、259%和123%（World Meteorological Organization，2019）。通常认为化石燃料燃烧是大气中温室气体增加的主要来源，但研究发现河流、湖泊、水库等自然水体均为温室气体的主要排放源（吴瑶洁等，2016）。其中，河流作为连接陆地与海洋，进行物质交换、能量传输的重要纽带，汇集了人类活动产生的碳、氮等营养物质，为温室气体的产生提供了反应基质，通过硝化、反硝化、微生物降解和乙酸发酵作用不断增加温室气体排放（Yang et al.，2015）。据统计，全球河流CO2排放量为840—6600 Tg·a−1，CH4排放量为 1.5—26.8 Tg·a−1，N2O 排放量为 46.5—55.5 Gg·a−1（Drake et al.，2017），因此，在全球变暖的大背景下，准确评估河流温室气体排放成为环境科学领域亟待解决的新问题。

近年来研究发现，流域人类活动(包括污水排放、农业活动、城市化、筑坝等)为河流温室气体排放的重要驱动因素。Yang et al.（2011）对巢湖3条入湖河流研究发现，南淝河N2O浓度和通量显著高于丰乐河和杭埠河，这可能是因为南淝河流经合肥市，而合肥市河流污染机制复杂，河流化学成分常年受工厂和生活污水的影响。常思琦等（2015）研究发现城区河流N2O和 CH4的扩散通量年均值均比郊区河流大1—2个量级。Hu et al.（2017）对天津河网排污河流温室气体排放的研究发现，排污河流的温室气体扩散通量明显高于天然河流。刘婷婷等（2019）对城市化区温室气体排放的研究指出，流域水体温室气体浓度空间格局与快速城市化带来的污染负荷空间梯度吻合，城市河段CO2和CH4浓度约为非城市河段的2倍，同时支流水体自上游农业区向下游城市区呈显著增加。

尽管国内外学者已经就河流水-气界面温室气体排放开展了大量研究，但对受人为活动影响城市河流的研究仍然较少，还需更多数据与结果的支持。因此，本研究选择天津市海河干流作为研究对象，于2019年12月（冬季）和2020年7月（夏季）利用顶空平衡-气相色谱法以及边界双层模型的方法，对其水体中溶存温室气体的浓度、饱和度及扩散通量进行监测，比较分析不同人为活动影响下海河温室气体浓度和通量的时空特征，并通过与各环境因子进行统计分析，探讨其主要驱动因素及人为活动的影响作用。

1 材料与方法

1.1 调查采样方案

海河流域是中国北方最大的水系，总流域面积3.18×105km2，年平均径流量 2.64×1010m3，流经北京、天津、河北和山东省。海河横贯天津市区流入渤海，由北运河、子牙河、南运河与新开河等河流汇集而成，西端起始于红桥区三岔河口，东流至海河防潮闸，干流全长73 km。作为一条城市河流，海河在天津市行洪排涝、蓄水供水、航运、旅游等方面发挥重要功能，设计行洪流量为 800 m3·s−1，冬季平均水深为6.25 m，夏季平均水深5.3 m，河道两岸堤防前较浅（3—4 m深）。为了防止海水从渤海回流，1985年修建了二道闸水坝，将海河干流分成上、下游两段。

本研究在海河干流自上往下设置30个采样点，其中上、下游采样点分别为13与17个（图1），上游段主要为市区旅游观光，人口稠密，下游段工农业，港口分布则较为集中，且由于受海水潮汐的影响，含盐量较高，导致上下游水体环境有所不同。根据海河干流两岸的土地利用类型划分为 2个梯段，分别是上游段（H1—H13），下游段（H14—H30）。于2019年12月及2020年7月分别采集海河干流表层0.5 m处水样，每个采样点重复采集3次，作为平行样。水体溶存温室气体浓度采用顶空-气相色谱技术进行测定，利用虹吸法采集水样于20 mL血清瓶中，加入0.2 mL饱和氯化汞溶液以抑制微生物活性，使水样溢出瓶口，立即塞紧瓶塞并密封不留气泡，低温避光保存带回实验室，同时采集20 mL河流水面上空2 m处大气样品，用于测定采样点大气中CH4、CO2、N2O浓度。此外用500 mL聚乙烯瓶采集0.5 m以下表层水样，冷藏运回实验室用于水质常规指标的测定。现场用多参数水质仪（YSI，美国）测定表层水体温度（WT）、Eh、溶解氧（DO）、pH、盐度（S）、电导率（σ）等。同时在每一个采样点用手持气象站（Kestrel5500，美国）测定风速及气温。

图1 海河采样点位分布图Fig.1 Sampling points in Haihe River

1.2 样品分析

水样中温室气体浓度采用静态顶空法测定，用10 mL高纯氮气置换出上述血清瓶中等体积的水，室温下剧烈振荡1 min，静置隔夜，使待测气体在液相和气相中达到平衡。测定时抽取3 mL顶空气体利用气相色谱仪（Agilent GC 7890B）分析，同时抽取血清瓶中空气样品检测大气中温室气体浓度。其中N2O采用电子捕获检测器（μECD），工作温度为300 ℃，柱温为60 ℃，载气为氩甲烷，流量为 5 mL·min−1。CH4、CO2采用配备镍转化炉的火焰离子化检测器（FID），工作温度为300 ℃，柱温为60 ℃，载气为高纯氮气，流量为2 mL·min−1，燃气为氢气和空气，流量分别为45 mL·min−1与400 mL·min−1。在样品分析过程中用标准气体进行分析过程的质量控制。

1.3 海河水体温室气体浓度及水-气界面通量计算

1.3.1 平衡瓶中顶空气体浓度计算

将顶空气体视为理想气体，顶空气体组分浓度由道尔顿分压定律计算：

式中，Cg为体系内某气体的组分的浓度，（μmol·L−1）；Pg为体系内某气体组分的分压值，可通过气相色谱测得结果和瓶中总气压值（标准大气压）相乘获得；R为理想气体常数，8.314×103（Pa·L·mol−1·K−1）；T表示体系内热力学温度，（K）。

1.3.2 平衡瓶中水样浓度计算

假设水样瓶中顶空气体与水体达到溶解平衡，瓶内水体溶存气体的浓度根据Wiesenburg et al.（1979）等和Weiss et al.（1980）等提供的溶解度公式计算，则水体CO2、N2O溶存气体浓度计算公式为：

水体CH4溶存气体浓度计算公式为：

式 (2)—(5) 中Cw为血清瓶内水体溶存气体浓度，（μmol·L−1）；fg为该气体组分的物质的摩尔分数，气相色谱测定得到（×10−6）；T表示体系内热力学温度，K；S为水体盐度，‰；α为布式系数，CO2mol·L−1·atm−1，N2O mol·L−1·atm−1，CH4nmol·L−1·atm−1；A1、A2、A3、A4、B1、B2、B3为常数，其值详见文献（Wiesenburg et al.，1979；Weiss et al.，1980）。

1.3.3 原位水样中实际气体浓度和饱和度计算

海河原位水样中温室气体浓度包括平衡瓶中水样溶存的及顶空内的气体浓度，换算为海河原位水样浓度c为（μmol·L−1）：

式 (6)—(8) 中，Vg和Vw分别为顶空和水体体积，（L）；R为温室气体的饱和度，%；cs为水-气平衡状态时水中温室气体的平衡浓度，μmol·L−1；Ca为采样点大气中CO2、CH4、N2O的摩尔分数，气相色谱测定得到（×10−6）。

1.3.4 水-气界面温室气体通量计算

式 (9)—(12) 中，F为水-气界面温室气体的扩散通量，（μmol·m−2·h−1）；K为温室气体迁移系数，（cm·h−1）；v为风速，现场用手持风速仪获得，（m·s−1）；Sc是施密特常数；c为原位水样温室气体实际浓度，（μmol·L−1）；cs为水气平衡状态时水中温室气体的平衡浓度，（μmol·L−1）；t为实测水温，（℃）；A、B、C、D、E为常数，其值详见文献（Wanninkhof，2014）。

1.4 数据处理与统计分析

原始数据在Excel 2013中进行处理与计算，采用SPSS 26.0和Origin 2019b进行数据统计分析和绘图，差异和相关性分析的显著性水平均为P＜0.05。采用独立样本t检验比较不同河段温室气体溶存浓度、扩散通量与各环境因子之间的差异性。采用 Spearman相关系数进行温室气体排放与环境变量之间的相关分析。通过逐步回归分析（ANOVA Stepwise analysis）确定影响温室气体排放的主要环境因子。

2 结果与分析

2.1 水体理化性质

海河表层水温（WT），溶解氧（DO）、盐度（S）、CODMn具有较大的变异性（表 1）。水温表现出明显的时间变化特征，其平均值从冬季的 3.84 ℃到夏季的28.54 ℃。DO普遍处于过饱和状态，冬季各水体DO含量整体高于夏季，水中的DO含量与其溶解度有关，而DO溶解度受到温度等环境因素的影响，随着温度的升高而降低。由于受防潮闸和二道闸影响，盐度具有较大的空间变异性（谭永洁，2014），下游水体盐度普遍高于上游。CODMn作为水体受有机污染物和还原性无机污染程度的综合指标，下游CODMn显著高于上游（P＜0.05）。比较了冬季和夏季，上游及下游的水样平均浓度，并观察到除夏季 SRP以外，均具有显著的空间差异（P＜0.05），而浓度表现为冬季显著高于夏季（P＜0.05）。水体磷负荷下游显著高于上游（P＜0.05）。Chl-a与DOC时空差异显著（P＜0.05），其中上游小于下游，冬季高于夏季。夏季充沛的雨水和开闸换水的稀释作用，夏季水体中氮、磷、Chl-a及DOC含量相对较低。

表1 海河表层水样理化性质Table 1 Physicochemical properties of surface water in Haihe River

2.2 CH4浓度和扩散通量

冬季海河表层水 CH4浓度在 0.04—2.43 μmol·L−1之间（图 2），平均浓度为 (0.32±0.42)μmol·L−1，饱和度在 40.53%—31799.48%之间，扩散通量为 0.47—53.97 μmol·m−2·h−1。冬季海河干流下游CH4通量高于上游，其值分别为 (8.49±12.23)μmol·m−2·h−1和 (1.68±0.82) μmol·m−2·h−1。夏季海河表层水 CH4浓度在 0.11—2.90 μmol·L−1之间，饱和度在 4251.67%—107956.25%之间，扩散通量为2.76—145.36 μmol·m−2·h−1，其中上游平均大小为(12.50±6.08) μmol·m−2·h−1，下游平均大小为(39.84±34.98) μmol·m−2·h−1，下游排放通量显著高于上游（P＜0.05）。夏季水体 CH4浓度、饱和度及通量均显著高于冬季（P＜0.05）。

图2 海河表层水样CH4浓度、饱和度及水-气界面扩散通量Fig.2 CH4 concentration and saturation in the surface water and diffusion fluxes at the water-air interface of Haihe River

2.3 CO2浓度和扩散通量

冬季海河表层水 CO2浓度在 19.26—230.66 μmol·L−1之间（图 3），平均浓度为 (102.19±64.07)μmol·L−1，饱和度在 81.36%—974.46%之间，扩散通量为−98.40—1512.67 μmol·m−2·h−1。冬季 CO2通量与CO2浓度，饱和度空间分布规律一致，沿水流方向整体上呈现下降趋势。夏季海河表层水CO2浓度在 24.97—218.84 μmol·L−1之间，饱和度在210.04%—1840.73%之间，扩散通量为 251.89—14482.31 μmol·m−2·h−1，夏季 CO2浓度、饱和度和通量的空间分布差异性显著，均表现为上游显著大于下游（P＜0.05）。海河 CO2浓度和通量均存在显著的季节性差异（P＜0.05），具体表现为：海河CO2浓度夏季[(75.00±57.87) μmol·L−1]显著小于冬季[(102.19±64.07) μmol·L−1]，但 CO2通量夏季[(3281.88±3425.55) μmol·m−2·h−1]显著大于冬季通量[(865.85±394.74) μmol·m−2·h−1]。

图3 海河表层水样CO2浓度、饱和度及水-气界面扩散通量Fig.3 CO2 concentration and saturation in the surface water and diffusion fluxes at the water-air interface of Haihe River

2.4 N2O浓度和扩散通量

冬季海河表层水 N2O浓度在 21.34—149.50 nmol·L−1之间（图 4），平均浓度为 (965.87±844.63)nmol·L−1，饱和度在 260.53%—1544.69%之间，水体N2O始终处于过饱和状态，是大气N2O的排放源。扩散通量为 81.03—2860.76 nmol·m−2·h−1，N2O平均扩散通量为 (965.87±844.63) nmol·m−2·h−1，冬季 N2O浓度、饱和度和通量的空间分布差异性显著，均表现为上游显著低于下游（P＜0.05）。夏季海河表层水 N2O 浓度在 11.35—32.87 nmol·L−1之间，饱和度在 162.24%—469.88%之间，排放通量为65.74—1370.88 nmol·m−2·h−1，夏季 N2O 浓度与饱和度空间分布规律相同，下游显著高于上游（P＜0.05）。夏季海河水体N2O浓度、饱和度显著低于冬季（P＜0.05）。

图4 海河表层水样N2O浓度、饱和度及水-气界面扩散通量Fig.4 N2O concentration and saturation in the surface water and diffusion fluxes at the water-air interface of Haihe River

3 讨论

3.1 海河温室气体浓度和通量的空间特征

河流生态系统作为碳、氮迁移及转化的重要场所，已经成为温室气体释放的活跃区域（Striegl et al.，2012；Lapierre et al.，2013）。本研究中，海河表层水样碳、氮、磷基本上呈现出上游含量较低且波动较小，下游含量显著增大的空间分布特征（表1）。这主要由于上下游两岸土地利用类型的不同导致的，上游主要为主城区兼具旅游观光的功能，下游两岸是农业和工业的重要聚集区，像农田废水，工业废水，禽畜养殖废水都是导致下游氮磷营养盐较高的主要原因。一方面，水体理化性质的不断恶化以及外源污染物的持续输入，改变了水体中的生化过程，进而影响河流温室气体的空间分布格局。另一方面，生活污水和工业废水的排放也会携带大量的温室气体进入水体中。

河流水体CH4主要是沉积物中产甲烷菌以乙酸盐或者 CO2/H2为底物，通过一系列厌氧发酵过程而产生的（Stanley et al.，2016）。本研究中，冬季上下游CH4浓度没有显著性差异，海河水体是大气CH4的“源”。冬季CH4相关性分析表明（表2），只有 DO与 CH4浓度呈现极显著的负相关关系（P＜0.01），这是因为CH4主要在厌氧环境中生成，较高的DO水平不利于CH4的生成与赋存，这个结果也与赵小杰等（2008），杨平等（2015）研究结果是一致的。水体中CH4生成涉及的微生物代谢活动主要受控于温度，因此夏季通量显著高于冬季。另外夏季CH4浓度与通量呈现出下游显著大于上游的空间规律（P＜0.05），这可能是下游工农业废水排入水体，加剧了水体富营养化，使溶解氧含量降低，产甲烷菌活性增强，甲烷氧化能力下降，进而导致下游大于上游（胡蓓蓓等，2013）。

表2 冬季海河温室气体浓度、通量与环境因子之间的Spearman相关性Table 2 Spearman correlation between concentration and diffusion flux of greenhouse gases and environmental factors of Haihe River in winter

河流水体CO2通常认为有两个来源：即外源和内源。外源主要指流域陆源有机碳的分解和植物根系呼吸产生的土壤CO2通过地表径流进入河流以及少量碳酸盐沉降等（Sawakuchi et al.，2016）。内源CO2主要指水体和沉积物中有机碳的微生物分解，同时包括水体内部水生生物的呼吸作用产生CO2等（Abril et al.，2013）。两个过程共同决定了河流水体CO2的时空变异特征。本研究中冬季、夏季CO2浓度和通量在二道闸后急剧减小，通过与不同环境因子的相关性分析发现（表2、表4），CO2浓度和通量与氮、磷均成显著负相关（P＜0.05），这可能是因为水体中的高浓度氮、磷营养盐作为浮游植物的营养成分，有利于浮游植物的生长，从而促进了水体中的光合作用（表1），从而消耗了水体中CO2、减小了其释放通量。同时下游水体中丰富的氮促进反硝化作用，活跃的反硝化菌则以碳为能量来源，对好氧微生物起到竞争抑制的作用，以此抑制CO2的产生（胡晓婷，2017）。

表3 冬季海河温室气体浓度、通量与环境因子之间的回归方程Table 3 Regression equation between concentration and diffusion flux of greenhouse gases and environmental factors of Haihe River in winter

表4 夏季海河温室气体浓度、通量与环境因子之间的Spearman相关性Table 4 Spearman correlation between concentration and diffusion flux of greenhouse gases and environmental factors of Haihe River in summer

河流水体 N2O的产生过程主要归结于微生物主导的氮循环过程，主要包括硝化，反硝化以及硝酸盐异化还原成氨 3个过程。本研究中，冬、春N2O浓度和通量均呈现下游大于上游的空间特征，相关性以及逐步回归分析表明（表2、表5），上下游水环境因子的差异是导致 N2O空间差异的主要原因。在水体硝化过程中，下游水体中较高的NO3−-N 会引起硝化产物浓度过高，导致硝化过程中间产物羟胺（NH2OH）继续转化受限而氧化为N2O，造成N2O增加。此外N2O作为异养反硝化过程的中间产物，因为高浓度的NO3−-N不仅能提高反硝化作用速率，还能抑制N2O还原酶的活性，限制反硝化过程中N2O向N2的转化（Bakken et al.，2012；Schreiber et al.，2012）。硝酸盐异化还原成氨指的是以NO3−-N电子受体，中间产物NO2−-N、还原为N2O，最终产物为的过程，因此过高的氮浓度也会导致该过程N2O的积累（Scott et al.，2018）。

表5 夏季海河温室气体浓度、通量与环境因子之间的回归方程Table 5 Regression equation between concentration and diffusion flux of greenhouse gases and environmental factors of Haihe River in summer

3.2 海河温室气体浓度和通量的季节特征

海河水体CH4、CO2、N2O浓度和通量都具有显著的季节特征。CH4浓度和通量呈现夏高冬低的规律（图2）。温度升高对淡水CH4的排放的促进作用高于系统初级生产力的增加，且温度升高能够促使更多初级生产固定的碳以CH4形式排放。CO2浓度呈冬高夏低的规律，而CO2通量呈现冬低夏高的季节规律。海河CO2排放的季节特征与大多数河流是不同的。一方面夏季持续的降雨过程可能会稀释CO2浓度，另一方面北方冬季气温普遍较低，藻类和水生植物死亡并分解产生CO2，导致光合作用降低。因此，CO2浓度冬季高于夏季。夏季温度较高，导致温室气体转移系数较大，因此夏季CO2通量要高于冬季，然而N2O浓度和通量均呈现出冬季高于夏季的规律。夏季藻类大量繁殖吸收氮磷等营养元素，加之夏季充沛的雨水和开闸换水的稀释作用（李安定等，2018），夏季水体中氮磷营养盐含量相对冬季较低，而由逐步回归分析表明（表 3、5），NO3−-N是影响N2O浓度和通量的主要影响因子。另外夏季温度较高，N2O还原酶活性很强，有利于将N2O转化成其他形式的含氮化合物，从而使N2O浓度降低，而在低温时，氧化还原酶活性会受到抑制，导致N2O积累（Silvennoinen et al.，2008）。

3.3 海河温室气体排放的关键影响因子分析

海河水体温室气体排放呈现出明显的时空变化趋势，与其复杂的水文环境和生源要素密不可分。由于水体富营养化，可能会增加生物质产量，从而增加CH4排放（Juutinen et al.，2003）。营养物质的过剩可以刺激初级生产，同时可能对微生物过程产生重大影响（Liikanen et al.，2003）。逐步回归分析表明（表3），冬季海河水体CH4浓度和通量的关键影响因子是DOC，DOC为水体中CH4产生的直接碳源，其含量高低直接关系到相关微生物活性。一方面较高的DOC含量促进原位CH4产生，同时高有机质水体中 O2消耗快，减少 CH4氧化。夏季海河水柱CH4浓度及通量与氮浓度以及盐度表现出显著的正相关关系，逐步回归分析的结果进一步表明NO3−-N是主要影响因子（表5）。一般情况下，NO3−-N与 CH4浓度和通量呈负相关关系，因为在厌氧条件下甲烷氧化菌可利用NO3−-N作为电子供体，发生反硝化型甲烷厌氧氧化。但是本研究却呈现为正相关关系，表明甲烷厌氧氧化在水体中并不强烈，这可能是因为水体富含碳源，NO3−-N还原菌与产甲烷菌之间的竞争关系未能体现出来，反而是水体NO3−-N刺激了好氧微生物的活性，水体中溶解氧被大量消耗，为CH4产生创造了有利条件（吴铭，2016）。

本研究中冬季 CO2浓度和通量与水温、DO、pH、盐度、氮磷营养盐、Chl-a、CODMn、DOC呈显著负相关，夏季CO2浓度和通量与盐度、氮磷营养盐、CODMn、DOC呈显著负相关，这个结果与其他河流的结果不一致，表明海河CO2溶存及排放具有其独特性及复杂性。河流中CO2陆源输入、内源呼吸以及水体光合作用共同决定了水体CO2浓度，而河流水体CO2的主要去向包括水体浮游植物与水生植物的光合作用固定和水-气界面的排放（王晓锋等，2017），因此河流中 CO2的溶存及排放受多种因素影响，本研究中 CODMn是海河CO2浓度和通量的主要影响因子，其内在机制需要进一步的研究来揭示。本研究结果表明城市化程度较高的海河上游CO2浓度和通量高于城市化程度较低的下游，这个结果与重庆市河网及巢湖流域河网的研究结果相一致（Wang et al.，2017）。

海河作为横跨天津工业区及生活区的主干河流，溶解于河流水体中高浓度营养盐也影响着水体内N2O的循环过程（Tian et al.，2018）。逐步回归分析结果表明（表3、5），海河水体中较高的NO3−-N浓度能够显著提高N2O浓度和通量。以往的研究认为：（1）以 NO3−-N 和 NO2−-N 为主体的硝化产物会显著抑制羟胺的转化，使得作为氧化产物的N2O浓度提高（袁淑方等，2012）；（2）厌氧条件下，高浓度的NO3−-N会增强其电子受体功能，使得反硝化速率增大，提高N2O的代谢产量（Beaulieu et al.，2011）；（3）NO3−-N作为比N2O更强的电子受体，其浓度的提高加剧了对N2O还原酶的抑制，使得N2O还原为N2的速率被抑制，进而导致N2O的累积并释放（Usui et al.，2001）。因此，水体中NO3−-N浓度增加可同时促进硝化与反硝化过程中N2O的生成，对N2O产生与释放具有促进作用，是海河水柱N2O生成与排放的主要控制因子。

3.4 与其他河流水-气界面温室气体扩散通量的比较

城市河流是温室气体排放的重要来源之一，本研究显示CH4，CO2夏季扩散通量显著高于冬季，N2O夏季扩散通量显著低于冬季。与南京团结河、湖北香溪河（王亮等，2012；周兴，2012）相比，温室气体扩散通量处于较高水平，这可能是海河较高的营养水平所致。苏州河、定蒲河等城市河流与海河温室气体扩散通量量级相当（常思琦等，2015），与它们具有相似的土地利用类型和营养盐负荷密不可分。长江中下游温室气体扩散通量低于海河，主要由于长江中下游受人为影响较低（表6）。因此，人为活动对河流温室气体排放具有促进作用，人为活动对海河干流温室气体排放影响较大，海河二道闸存在使得海河干流上下游水质及温室气体排放呈现出显著的空间差异。

表6 国内部分河流温室气体扩散通量对比Table 6 Comparison of greenhouse gases diffusion fluxes from some rivers in China μmol·m−2·h−1

4 结论

（1）海河下游受到两岸用地类型的影响，氮磷营养盐、Chl-a、DOC和CODMn含量均呈现下游大于上游的空间特征。除盐度外，均存在显著性季节差异（P＜0.05），其中 DO、氮磷营养盐、Chl-a、DOC含量呈现出冬季显著高于夏季。而pH、CODMn呈现出冬季显著低于夏季。

（2）海河CO2浓度和通量呈现出上游大于下游的空间特征，而CH4、N2O浓度和通量呈现出上游小于下游的空间特征。在季节特征上，CO2通量、CH4浓度和通量呈现夏季大于冬季的分布特征，而CO2浓度、N2O浓度和通量呈现冬季大于夏季的分布特征。海河二道闸的存在及人为调控对海河上下游水质及温室气体排放影响较大。

（3）海河水柱中DO、NO3−-N、DOC和CODMn是控制海河中温室气体浓度和通量的关键影响因子。海河水体中温室气体的产生不仅与水体中微生物功能有关，还与富含氮、磷等营养物质的工农业废水和生活污水的排放有关。