A.预测指标（排名不分先后）
库龄——库龄和温室气体排放量之间的关系在热带水库可能是不确定的。
淹没的植被和消落区的植被——最高水平的温室气体排放量可能发生在蓄水前森林没有被移除的情况下。水库运行中的水位波动可能季节性增加沿岸水库消落区产生的有机碳。
土地利用和碳负载——流域内的土地利用对水库获得的碳量具有重大影响。发生较少侵蚀的流域和极少废水输入的水库接收少量的外来碳。相反，在大量人为活动的流域则可获得大量的碳和养分，这可能影响水库的碳负荷和初级生产力水平。人类废水排放可能比天然径流更不稳定。
水库面积——受装机容量、运行程序、社会和环境限制和水文情况的影响，水库面积有着相当大的空间变化。
排水比——上游流域的排水比很容易定义。位于另一个水库下游的水库的相关流域面积的确定需要进一步的分析。
驻留时间——水库中温室气体浓度取决于水驻留时间，但是两者之间的关系还没有定性。
气候变化——评估气候变化需要考虑气象、气候和地理参数。
平均深度——体积除以表面积所得。
表A.1描述了上述每种预测指标的可能范围。
表A.1水库特性
预测指标范围温室气体高排放量温室气体低排放量
库龄0～1000～5年10年以上
淹没的植被不够茂密～茂密森林茂密，以往无采伐森林不够茂密，或以往有采伐
土地利用和碳负载天然～人工人为的，高有机碳负荷天然的和低有机碳负荷
湖泊面积几平方公里至数百平方公里几平方公里（排放量/平方公里）数百平方公里（排放量／平方公里）
排水比/高（排放量/平方公里）低（排放量/平方公里）
驻留时间数周～数年数年数周
气候变化数天～数周数周数天
深度数米更小更大
B.温室气体排放量的测量和预测
该技术附录概述了测量和预测湖泊或水库温室气体排放量的方法。
淡水水库温室气体总排放量的确定方法
水库和大坝下河道的气-水界面的CO2和CH4扩散通量用漂浮箱技术测定。当气室随水体漂浮的时候，其延伸壁低于水面（2-5cm）（Frankignoulle等人，1996年）。和涡度协方差相比较，两种方法获得了类似结果。因此，漂浮箱似乎是确定各种水生环境（湖泊、河口、河流）的气体输送速度的可靠且经济的技术（Guerin等人，2007年）。一般地，温室气体扩散性排放主要取决于气-水界面的浓度梯度的幅度和方向。界面间气体交换也受到湍流和气体传输加强等物理过程的影响。这些物理过程包括风速（例如，Borges等人，2004年；Guerin等人，2007年）、河流的水流速度（例如，Borges等人，2004年）、降雨（例如，Guerin等人，2007年）和大气-水界面处的温度梯度（例如，Ward等，2005年）等。为了得到通量和控制因素之间的关系，所有参数必须在通量测量期间确定。当给定的水库和大坝下河道的关系已知时，就有可能规范化通量的平均气象和水动力条件的代表性数据来推测水库规模。气体分析样本可作为离散样本获得，在实验室（见下文）分析或使用光声探测器这样的系统持续监测。
植被的CH4通量和植物吸收的CO2：日尺度（晚上和白天）总体通量可用透明深色气室测量CO2和CH4通量。在沿岸区域，气室被安放在插入土壤的套环上。因为这些气室很高（高度约1m），内部需安装风扇，循环空气使气室内从顶部到底部温室气体浓度均匀（Chanton等，1992年）。植物温室气体排放的通量取决于温度和湿度，所以气室需要遮盖以控制温度，湿度（Chanton等，1992年）。
来自水体的CH4气泡通量通过使用注满水倒置的漏斗确定（Keller和Stallard，1994年）。漏斗必须在不同库址长期（24小时）放置，包括进行水库不同深度的测量。沸腾是阶段性的，因此精确量化比较困难。水生生态系统气泡通量一般总是被低估（例如，Glaser等，2004年），所以必须经常测定。当CH4在水淹土壤积累的时候，如果间隙水中的CH4浓度比该气体在水中的溶解度更高，则产生CH4气泡。气泡通量相当于CH4直接从沉积物输送到大气，对水体内发生的CH4交互过程影响不显着。气泡通量主要发生在在湖泊和水库浅水部分（Keller和Stallard，1994年；Galy-Lacaux等，1997年；Abril等人，2005年），因为静水压力没有高到可以在间隙水中溶解CH4的程度。湖泊和水库的深层部分沉积物也可能释放气泡，但是这些气泡在水体中输送的时候倾向于溶解到水中，所以没有到达大气（McGinnis等，2006年）。气泡释放主要原因包括大气压力的变化（例如，Casper等，2000年）、水流速度的变化（Martens和Klump，1980年；Chanton等，1989年；Scranton等，1993年）、沉积物表面的剪切应力（Joyce和Jewell，2003年）、沉积物上部水位快速变化相关的静水压力的变化（例如，Smith等人，2000年）、温度升高能够降低CH4溶解度的Chanton和Martens，1988年）和强风事件（Keller和Stallard，1994年）等。为了准确推断流域尺度的气泡通量，必须建立通量和控制因子之间的关系。
大坝下方排气：排气通常通过大坝上下游气体浓度的差值乘以涡轮机过流量来估算（Galy-Lacaux等，1997年，1999年；Fearnside，2002年；Soumis等，2004年；Abril等，2005；Kemenes等，2007年；Roehm和Tremblay，2006年）。此方法可以较为真实地估算进入涡轮机的水（如有可能，在涡轮机内）和下游河道的水的气体浓度。应开发排气效率的经验模型，此经验模型取决于大坝下水湍流和大坝上下游水压的变化。
CH4和CO2分压的表面和垂直剖面通过顶空法伴以气相色谱法(GC)测定。地表水可用限制气体交换的取样器取样（Abril等，2007年）。取样器在水面下轻轻淹没并保留几秒钟，开口部分面向水流方向。分压的垂直剖面可用蠕动泵或装有管道的取样瓶进行取样（Abril等，2006年）。通过管道将水输送到至少有三瓶容量的溢流装置的浆液玻璃瓶。只有没有接触过空气的水才可用于进一步的分析。在轻轻去掉管道之后，瓶子应立刻用铝压接固定的丁基橡胶塞封盖，不得有气泡存在。重复的取样瓶必须立即用NaOH或者HgCl2消毒。在实验室，通过塞子注入N2形成顶空，通过第二个针管排出多余水的同时将瓶子倒置。为了确定气体及水的容量，所有瓶子在空瓶的时候需要称重，在形成顶空前后也需称重。为了平衡水和顶空之间的CH4，剧烈摇晃瓶子，并将瓶子在（25°C）环境温度内静置1小时。测量（重复的取样瓶）顶空的部分压力，用火焰离子化检测器GC（GC-FID）测量CH4，用热导检测器（TCD）测量CO2。必须通过溶解度系数与温度的函数计算浓度（Yamamoto等，1976年，甲烷；Weiss，1976年，CO2）。保持压力条件下的深层水样品和溶解性气体分析样品的收集应结合进行。CO2也可采用红外气体分析仪测量。
有氧甲烷氧化——在水生生态系统中，有氧甲烷氧化是控制甲烷通量向大气排放的重要过程。在小梭水库，这个消耗甲烷和氧气的微生物过程减少的甲烷排放量达85至90%（Guerin和Abril，2007年）。在瓦图芒河巴尔比纳大坝下，氧化作用减少甲烷排放量达85%（Kemenes等人，2007年）。部分甲烷氧化为CO2。在水库和整个水循环的大坝下河段，甲烷的潜在氧化率可通过不同采样站的浓度变化确定。甲烷和氧气添加到水样中，甲烷浓度降低后进行GC-FID测定。有氧甲烷氧化率也可通过14C-CH4摄取化验（Rudd等，1974年）。分析至少按一式三份进行。
关于这些现场所采试样的培养，必须考虑6个参数：
顶空容量必须大到足以提取数个样本，而不形成抽空；
为了不明显改变样品中的甲烷总量，和原位比较，CH4浓度的增加应低于系数4；
水相中的氧气浓度必须总是高于80-100mmol.L-1，高于氧化有氧CH4的O2的半饱和常数的值（Harrits和Hanson，1980；Lidstrom和Somers，1984；Rudd等，1974年）；
瓶子在接近原位的温度条件下培养；
瓶子在培养期间应不断搅动以维持气相和液相间的平衡；
培养应在黑暗中进行，因为光照抑制甲烷氧化菌（Dumestre等，1999年）。
这些实验提供了有氧甲烷的潜在氧化率。原位氧化率（molm-3s-1）必须按Guerin和Abril（2007年）描述，根据原位CH4和O2浓度和光照抑制等进行校准。为了获得单位面积均值（molm-2s-1），有氧CH4氧化可与水深结合进行测定。
CO2和CH4生产——洪水淹没期矿化，流域颗粒有机物以及水库产生的颗粒有机物的CO2和CH4产生率可在厌氧条件下的培养期间确定。将含有去离子水和有机物质的泥浆（1：1w/w）充入浆液瓶，在黑暗处培养，不得搅动（Dannenberg等，1997年）并充入N2顶空，控制在接近于水库底部的原位温度。生产率（mmolgC-1s-1）由顶空的CO2和CH4浓度随时间变化线性相关的斜率确定。使用不同来源有机质的碳负荷（gCm-2），温室气体生产率按面积平均（mmolm-2s-1）。
在含氧水中有机物矿化的CO2产生率通过有氧条件下的培养确定，培养期间应不断搅动确定以防止颗粒有机物沉淀。产生率测定方法同上。
挺立水面上树体部分的水上分解可通过每个水库的地形信息、水管理和森林资源普查数据，并结合生物量垂直分布等信息进行计算（Fearnside，1995年，2002年）。一定比例的树干沉入库底，同时其他树干漂浮或被风力推到了水库边缘，这些组分中碳的比例和排放时间可基于木材性质和分解过程的已有的知识进行计算。
C.预测淡水水库的温室气体排放而提出的经验模型
驻留时间、平均深度或水力负荷
驻留时间可简单定义为湖泊平均容量除以平均流入率。虽然这被认为是对湖泊或水库冲刷不完整的描述，但在建库前很容易计算。
水力负荷为平均深度除以驻留时间。
我们定义驻留时间TR为
TR=V/Q1
其中，V为年均湖泊容量[m3]，QI为年均流入量[m3s-1]。这里假设年流入量与年流出量保持平衡。如果不是这种情况，可考虑流入和流出量进行修正，确保时间真实代表系统的水力冲刷时间。
平均深度zm可简单确定为平均湖泊容量除以平均湖泊面积。水力负荷qs定义为TR/zm
碳负荷
甲烷形成需要碳而不需要氧气。假定湖泊或水库的平均碳浓度是碳负载的一个功能。假定碳负荷由三部分组成：
1.河流/溪流的外部负载CE
2.淹没前的水淹植被和土壤、消落区每年淹没植被的内部负载CI
3.大型植物、附生藻类和浮游植物的净初级生产力的内部负载CNPPI
来自河流和溪流的外部负载
全碳负荷模型将考虑有机碳负荷（溶解和微粒有机碳）和无机碳负荷。因此我们推荐一个相对简单的模型（主要针对甲烷），负荷计算主要关注有机碳负荷。
负荷需要按面积平均（水库的表面积）。
考虑到水库的表面积在年内可发生明显变化，因此表面积应计算为平均表面积（±标准偏差）。
入库浓度可通过测量或对流域土地利用和植被类型的分类分析获得。
式中N为入库数，CiTOC为以微粒和溶解态存在[gm-3]的入流i的总有机碳（TOC），Qi为入库i的流入量i[m3d-1]，A为年度平均表面积[m2]，上划线代表平均。这就给出了日平均入流碳通量，单位为[gCm-2d-1]。
淹没的植被和土壤的内部负载
多数情况下，水库淹没区包括淹没的植被和土壤。考虑到这些组分代表水库中重要的潜在碳源，所以包括在计算中。
该计算需要淹没植被总质量、植被和不同类型的土壤的一阶衰减率。也可进一步考虑另外的分解速率，如将植被划分为树叶、树枝和树干，根据有机碳含量或C：N将土壤划分为不同组分等。
-为了将其转化为和前面的组分一样的单位，这些数值需要按照面积平均。
-淹没的植被和土壤的质量的衰减可近似为一阶衰减过程。
MI=Mexp[-kt]
式中M代表有机碳初始质量[g]，k代表该成分的衰减率[d-1]，t代表淹没时间[d]。
衰减率系数可通过CO2、CH4的生产率，有机物不同组分在有氧矿化期间有机碳的损失量来确定。
初级生产力TOC的内部负载
初级生产力为水库有机碳的主要来源，包括大型植物、附生藻类、浮游植物和消落区内植被的生长。无需方程式，因为这就是年均净初级生产力（NPP），单位为gCm-2d-1.。确定这些速率需要测量或和类似的系统相比较。木本植被的净初级生产力可应用生物量的异速生长方程测算，异速增长方程可通过胸径树高测定并结合树干解析方程和枯落物收集获取。草本水生植被的净初级生产力可通过整个生长季水上和水下植物的定期收集确定。浮游植物和附生植物的净初级生产力通常可测量在深色透明容器中溶解氧的变化，或可通过溶解无机碳的同位素示踪进行测量。
D.可行的缓解措施
缓解措施的目的是通过降低水库的碳负荷从而降低甲烷生产，或通过控制分层增加水体中的甲烷氧化。水轮发电机组的设计和运行可提供缓解办法。可从大坝上或大坝下的下层滞水中去除甲烷，并将其直接用于发电；这将释放二氧化碳（一种比较温和的温室气体）。这种技术已经提出但并未实际运行。所有这些选择需要进行仔细分析和进一步的研究。
