3.1 이산화탄소 생성 및 발생

내륙 수계에서 CO₂의 배출은 전 지구 탄소순환에서 중요한 비중을 차지하며, 대기–육상–내륙 수계–해양을 연결하는 주요 경로로 기능한다. 과거에는 내륙 수계가 단순히 육상 기원의 탄소를 해양으로 전달하는 수동적 통로(passive pipes)로 인식되었으나, 최근 연구들은 강, 호수, 저수지, 연못, 습지, 하구 등 내륙 수계가 유⋅무기 탄소를 능동적으로 변환⋅재배출하는 활성 반응계(active reactors)로 작용함을 보여주고 있다^{(Pilla et al., 2022)}.

내륙 수계에서 CO₂는 주로 내생적 대사 과정과 외부 공급원의 상호작용을 통해 발생한다. 유기물의 미생물 분해와 수계 생물의 호흡은 기본적인 발생 메커니즘으로, 외부에서 유입되는 탄소와 결합하여 내륙 수계의 CO₂ 과포화를 지속시키는 핵심 요인으로 작용한다^{(Zhou et al., 2024)}. 또한 토양 호흡, 지하수, 지표 유출을 통해 유입되는 용존무기탄소(Dissolved Inorganic Carbon, DIC)와 용존유기탄소(Dissolved Organic Carbon, DOC)도 CO₂ 배출의 주요 기여원이며^{(Harmon, 2020)}, 탄산염 풍화와 같은 무기적 반응 역시 CO₂ 농도 상승을 유도한다. 수위 하강 시 연안 퇴적물의 산화는 국지적으로 CO₂ 배출을 증진시키는 것으로 보고되었다^{(Gao et al., 2024)}. 반대로 수체 내 광합성은 일시적으로 CO₂를 흡수하여 특정 시기⋅수계에서는 대기와 평형 수준 이하의 CO₂ 농도를 유도하고, 부영양화된 호수⋅저수지나 수생식물⋅조류 생산성이 매우 높은 수체에서는 계절적으로 CO₂ 흡수원이 되기도 한다^{(Jia et al., 2023; Yang et al., 2024)}. 다만 대부분의 담수 생태계에서는 연간 규모에서 호흡이 광합성을 초과하여 순배출이 지배적인 것으로 알려져 있다^{(Jia et al., 2023)}.

내륙 수계 유형에 따라 CO₂ 배출⋅흡수 특성은 뚜렷하게 구분된다. 유량과 난류가 발달한 하천⋅소하천은 대기 대비 CO₂ 과포화 상태를 보이는 경우가 많으며, 토양⋅지하수 기원의 탄소 유입과 높은 기체전달속도로 인해 빠른 탈기가 이루어진다^{(Pilla et al., 2022; Ran et al., 2021)}. 반면 호수⋅저수지⋅연못과 같은 정체 수계는 단위면적당 CO₂ 배출량은 상대적으로 낮을 수 있으나, 체류시간이 길고 광합성–호흡–탄소 침강이 복합적으로 작용하여, 영양상태와 수심, 성층 구조에 따라 순배출 수계와 순흡수 수계가 공존한다^{(Ran et al., 2021; Yang et al., 2024)}. 특히 인공 저수지는 담수화 초기에는 유입 유기물 분해와 수위변동에 따른 연안 토양 산화로 높은 CO₂ 배출을 보이지만, 시간이 지남에 따라 부영양화와 1차생산의 증가로 CO₂ 플럭스가 감소하거나 일시적 흡수원으로 전환되는 경향이 보고되었다^{(Ran et al., 2021)}. 도시 하천 및 호소는 하수와 유기오염 부하로 인해 미생물 호흡이 증진되어 높은 순배출이 관찰되며^{(Wang, Xia, Liu, Zhang, Zhang et al., 2021)}, 관개수로나 소규모 연못은 면적은 작지만 단위면적당 CO₂ 및 다른 탄소종의 플럭스가 커서 지역적 탄소수지에서 배출 집중지(hotspots)로 작용한다^{(Zhang, Smith a et al., 2021)}.

시간적⋅공간적 변동성에 따른 CO₂ 배출 양상의 변화도 뚜렷하다. 한국과 같은 몬순 지역에서는 우기에 유역–하천–호소 간 수리학적 연결성이 강화되면서 토양 및 지하수 기원의 탄소 유입과 미생물 호흡이 증대되어 CO₂ 배출이 크게 증가한다^{(Ran et al., 2021)}. 위도와 기후 조건에 따라서도 차이를 보여, 열대 및 아열대 하천은 높은 수온과 강한 유기물 분해로 높은 CO₂ 배출량을 기록하는 반면, 고위도 지역은 상대적으로 낮은 배출을 보이나 빙하 및 영구동토 해빙으로 인한 탄소 유입 증가로 점진적 상승 추세가 보고되고 있다^{(Yang et al., 2024)}. 인간 활동 역시 내륙 수계의 CO₂ 동역학을 근본적으로 변화시킨다. 댐 건설과 저수지화는 체류시간과 혼합 구조, 산화⋅환원 조건을 변화시켜 CO₂ 배출⋅흡수 패턴을 크게 재편하며^{(Ran et al., 2021)}, 산지 재조림은 토양 기원 탄소 유입을 줄여 하천 CO₂ 배출량 감소 효과를 가져온 것으로 보고되었다^{(Ran et al., 2021)}. 반면 도시화는 오⋅폐수 및 인공 배수로 확충을 통해 내륙 수계로 유입되는 유기⋅무기 탄소를 증가시켜 CO₂ 배출을 증폭시킨다^{(Wang, Xia, Liu, Zhang, Zhang et al., 2021)}. 정량적으로, 전 세계 내륙 수계의 CO₂ 배출량은 약 3.9 Pg C yr^-1로 추정되며, 연못 및 소규모 수계를 포함할 경우 4.4 Pg C yr^-1까지 증가하는 것으로 보고된다^{(Pilla et al., 2022; Yang et al., 2024)}. 이는 해양의 탄소 흡수량과 유사한 규모로, 내륙 수계가 전 지구 탄소수지와 기후변화 완화 전략에서 핵심 구성요소임을 시사한다^{(Harmon, 2020)}. 한편 국내에서도 내륙 수계에서의 CO₂ 배출 특성이 정량적으로 보고되고 있다. ^{Chung et al. (2016)}은 부영양 저수지인 대청호에서 pH–알칼리도 자료와 풍속 기반 기체전달속도 모형을 이용해 수면–대기 CO₂ 플럭스를 산정한 결과, 연평균 수백에서 수천 mg CO₂ m^-2 d^-1 수준의 순배출이 관찰되었다. 조류 1차생산이 활발한 여름철에는 일시적으로 음의 플럭스가 나타나 수체가 CO₂ 흡수원으로 전환되는 시기가 보고되었다. ^{Lee et al. (2019)}은 낙동강 중⋅하류 4개 보 상류 구간에서 하천의 pCO₂와 CO₂ 순 대기 플럭스(net atmospheric flux, NAF)를 평가한 결과, 대부분 시기에 수백 mg CO₂ m^-2 d^-1 수준의 순배출이 우세하지만, 일부 시기에는 음의 NAF가 나타나 하천이 부분적으로 CO₂ 를 흡수하는 결과를 제시하였다. 또한 ^{Lee et al. (2023)}은 내륙습지와 저수지 유형별 면적과 IPCC 가이드라인을 연계해 국내 내륙 수계의 CO₂ 배출⋅흡수계수 범위를 정리하고, 기존 국내 자료에서 보고된 플럭스가 수계 유형과 계절, 수문 조건에 따라 수백에서 수천 mg CO₂ m^-2 d^-1 범위에서 변동함을 보여주었다. 이러한 결과들은 국내 내륙 수계에서도 전반적으로 CO₂ 순배출이 지배적이지만, 수계 유형과 시기에 따라 부분적으로 CO₂가 흡수될 수 있음을 보여준다.

3.2 메탄 생성 및 산화

내륙 수계는 전 지구적 CH₄ 수지에서 중요한 배출원으로 보고된다^{(Bastviken et al., 2011; Yao et al., 2022)}. 수계에서의 CH₄ 순배출은 메탄 생성, 메탄 산화, 그리고 배출 경로의 상호작용에 의해 결정된다^{(Jang and Park, 2025; Niu et al., 2023; Sepulveda-Jauregui et al., 2018)}. CH₄ 생성은 주로 혐기성 환경에서 발생하며, 수소영양형(hydrogenotrophic) 경로와 아세트산 분해형(acetoclastic) 경로가 지배적이다^{(Jang and Park 2025)}. 최근 연구에서는 부영양호에서 남조류 기질 공급과 질산염 축적으로 인해 메틸영양형(methylotrophic) CH₄ 생성의 기여도가 증가하는 것으로 나타났다^{(Zhu et al., 2022)}. 반면 황산염 환원이나 질산염 환원은 CH₄ 생성과 경쟁적으로 작용하여 CH₄ 생성률을 억제할 수 있다^{(Niu et al., 2023)}. 생성된 CH₄는 대기 중으로 수층을 통한 분자 확산(diffusion), 분출(ebullition), 식물 매개 수송(plant mediated transport, PMT)을 통해 배출된다^{(Niu et al., 2023; Sepulveda-Jauregui et al., 2018)}. 한편, 호기성 환경에서 CH₄ 산화는 산소가 존재하는 수층 및 퇴적물 표층에서 일어나며, 생성된 CH₄의 30∼90%를 제거할 수 있다^{(Niu et al., 2023)}. 또한 무산소 메탄 산화(anaerobic oxidation of methane)는 황산염(SO₄ ^2-), 질산염(NO₃ ^-), 철(Fe³⁺) 등의 전자수용체와 결합하여 CH₄ 농도와 배출량을 억제하는 것으로 확인되었다^{(Soued et al., 2024)}. 그러나 이러한 산화 과정은 전체 CH₄ 생성량을 완전히 상쇄하지는 못한다^{(Sepulveda-Jauregui et al., 2018)}.

내륙 수계 유형별 특성을 보면, 저수지는 유기물 퇴적과 수위 변동성으로 인해 분출이 우세하며, 2010년대 미국 내에서는 저수지가 기포성 CH₄ 배출의 약 50%를 차지하였다^{(Yao et al., 2022)}. 호수에서는 성층 구조에 따라 무산소 저층에서 CH₄ 생성이, 산소가 존재하는 상층에서 CH₄ 산화가 집중적으로 일어난다. 부영양화가 심한 호수에서는 메틸영양형 생성 경로의 기여도가 증가하는 것으로 보고되었다^{(Zhu et al., 2022)}. 소하천은 수면적은 작지만 확산 배출이 활발하여 전체 하천 배출의 상당 부분을 차지하며, 북미에서는 1–3차(stream order) 소하천이 확산 CH₄ 배출량의 약 절반을 담당하였다^{(Yao et al., 2022)}. 연못 및 습지는 얕고 유기물이 풍부하여 기포 배출과 식생 매개 수송이 우세하지만, 염분 농도가 높은 지역에서는 CH₄ 생성률과 기포 배출이 감소하였다^{(Soued et al., 2024)}. 또한 정수식물이 우세한 구역은 CH₄ 배출량이 증가한 반면, 침수식물⋅부엽식물이 우세한 구역은 배출이 억제되는 경향을 보였다^{(Wu et al., 2025)}.

시공간적 변동성 측면에서, 일주기 변동은 낮 동안 수온 상승과 기압 감소로 기포 배출량이 증가하고, 밤에는 혼합 작용으로 CH₄ 배출이 증가하는 양상이 관찰되었다^{(Niu et al., 2023)}. 계절적으로는 중국 및 북미 온대 지역 호수에서 여름철에 배출이 집중되며, 전체 연간 배출량의 절반 이상을 차지하는 것으로 확인되었다^{(Niu et al., 2023)}. 수온 상승은 CH₄ 생성이 산화 보다 더 크게 촉진되어 순배출을 증가시키고^{(Sepulveda-Jauregui et al., 2018)}, 부영양화는 기질 공급 확대를 통해 CH₄ 배출량을 증폭시킨다^{(Wu et al., 2025)}. 반대로, 염분 농도의 증가는 CH₄ 생성 억제와 무산소 메탄 산화의 촉진을 통해 배출량을 감소시키며, 이를 고려하지 않을 경우 소규모 수계의 CH₄ 배출이 과대 추정될 수 있다^{(Soued et al., 2024)}. 정량적으로, 전 세계 내륙 수계의 CH₄ 배출량은 약 159 Tg CH₄ yr^-1로 추정되며^{(Niu et al., 2023)}, 이 중 호수는 연간 37∼112 Tg CH₄를 차지한다^{(Sepulveda-Jauregui et al., 2018)}. 미국에서는 1860년대 1.65 Tg CH₄ yr^-1에서 2010년대 3.73 Tg CH₄ yr^-1로 두 배 이상 증가하여, 육상 탄소흡수량의 11∼14%를 상쇄하는 것으로 보고되었다^{(Yao et al., 2022)}. 중국 내륙 수계의 배출량은 연간 31 Tg CH₄-C로 추정되며, 습지와 저수지가 주요 기여원으로 나타났다^{(Wu et al., 2025)}.

3.3 아산화질소의 생성 및 환원

아산화질소는 기후변화와 성층권 오존층 파괴에 동시에 기여하며 대기 중 체류 시간이 길고 GWP가 높은 온실가스로, 내륙 수계는 중요한 발생원으로 인식되고 있다^{(Zheng et al., 2022)}. 호수와 저수지는 육상에서 유입된 질소를 전달받아 질산화 및 탈질과 같은 미생물 과정을 통해 N₂O를 생성⋅방출하며, 이는 전 지구적 질소 순환과 대기 N₂O 농도 증가의 핵심 경로를 구성한다^{(Christensen and Rousk, 2024; Krishnan et al., 2025)}.

내륙 수계에서 N₂O 생성은 주로 암모니아 질산화(ammonia oxidation) 과정에서의 N₂O 부산물 생성, 질산화균 탈질(nitrifier denitrification) 및 불완전 탈질(incomplete denitrification)에 의해 이루어진다^{(Krishnan et al., 2025)}. 유기물과 질소가 풍부하면서 무산소 또는 준무산소 환경이 형성되면 이러한 과정이 촉진되어 N₂O 농도와 플럭스가 증가하며, 특히 저수지의 노화와 수리학적 변동은 체류시간과 산화⋅환원 조건을 변화시켜 N₂O 발생을 증대시킬 수 있다^{(He et al., 2023)}. 도시 수계에서는 하수 및 비점오염에 따른 높은 무기질소 공급과 낮은 C/N 비율 조건에서 탈질 과정 중 N₂O 축적이 증가하였고, 이러한 플럭스는 DOC, 인, 클로로필-a 농도와 유의한 상관관계를 보이는 것으로 보고되었다^{(Wang, Xia, Liu, Zhang, Yan et al., 2021; Wu et al., 2021; Yin et al., 2025)}. 반대로 탈질은 N₂O를 최종적으로 N₂로 환원시키는 주요 소멸 경로이며, 낮은 질소 전환율, 낮은 수온, 높은 pH 등은 N₂O 환원을 촉진하여 완전 탈질을 강화하는 요인으로 보고된다^{(Aho et al., 2023)}. 수생식물은 수계–대기 간 가스 교환을 물리적으로 차단하거나 수체 내 산소⋅유기탄소 공급을 변화시켜 N₂O 방출을 감소시키며, 일부 연구에서는 수생식물이 N₂O 플럭스를 최대 60%까지 억제하는 것으로 나타났다^{(Christensen and Rousk, 2024)}.

최근 연구는 내륙 수계가 N₂O의 순배출원일 뿐만 아니라 특정 조건에서는 대기 중 N₂O를 흡수하는 흡수원으로도 작용할 수 있음을 보여주고 있다^{(Aho et al., 2023)}. 미국의 국가 생태 관측 네트워크(National Ecological Observatory Network)을 활용한 분석에서 하천 시료의 약 30%, 호소 시료의 약 32%가 대기와 비교해 N₂O 불포화 상태를 보여 음의 확산 플럭스가 발생하였으며, 이러한 흡수 구간을 고려하지 않을 경우 내륙 수계의 순 N₂O 배출량이 최대 약 2배까지 과대 추정될 수 있는 것으로 보고되었다^{(Aho et al., 2023)}. 농업지역의 소규모 농업용 수계를 대상으로 한 지역 규모 연구에서도 조사 대상 수체의 상당 비율에서 −12∼−2 μmol N₂O m^-2 d^-1 범위의 음의 플럭스가 관측되어, 비점오염 부하가 큰 농업 수계에서도 N₂O 불포화로 대기에서 수체로의 순흡수(sink) 거동이 광범위하게 나타날 수 있음이 제시되었다^{(Webb, Hayes et al., 2019)}. 이처럼 내륙 수계의 N₂O 거동은 배출과 흡수가 시⋅공간적으로 공존하는 양방향 플럭스 특성을 가지며, 단순한 “항상 배출원” 보다는 복잡한 거동을 보인다.

내륙 수계 유형에 따라 N₂O 배출 특성도 뚜렷하게 구분된다. 호수와 저수지는 전 지구 내륙 수계 N₂O 배출의 주요 기여원으로, 2010년대 호수⋅저수지에서의 배출량은 64.6 ± 12.1 Gg N₂O-N yr^-1로 추정되었으며, 이 중 소규모 수계가 약 55%를 차지하는 것으로 보고되었다^{(Li et al., 2024)}. 농업⋅도시 지역을 통과하는 하천의 연간 N₂O 배출량은 3.7–5.1 kg N ha^-1 yr^-1 수준으로 산림지역 하천의 약 두 배에 해당하며^{(Christensen and Rousk, 2024)}, 중국 남서부와 같이 계단식 댐이 설치된 하천에서는 하류 구간의 N₂O 농도와 플럭스가 상류 대비 2.7–3.4배 증가하는 경향이 관찰되었다^{(Wu et al., 2021)}. 인공 수계(배수로, 관개수로, 농업용 저수지)의 배출계수는 0.005–4.4% 범위로 보고되어, IPCC 기본값과는 차이를 보이며^{(Webb et al., 2021)}, 이는 인공 수계의 관리 방식과 수리⋅수질 조건이 N₂O 발생 효율에 크게 영향을 미친다는 점을 시사한다.

공간 규모 측면에서 동아시아, 남아시아, 북미, 유럽 등은 질소 비료 사용 증가와 하⋅폐수 배출 확대, 축산집약 등의 영향으로 질소 부하와 관련된 주요 N₂O 배출 집중지로 나타난다^{(Li et al., 2024; Wang, Vilmin et al., 2023)}. 중국 남서부의 계단식 댐 하천에서는 계절적으로 가을에 N₂O 플럭스가 증가하고 겨울에 낮은 경향을 보이는 등, 수문⋅기후 조건에 따른 뚜렷한 계절성이 보고되었다^{(Wu et al., 2021)}. 도시 호수의 경우 부영양화와 수위 조절, 준설과 같은 관리 활동이 N₂O 발생에 필요한 무산소⋅준무산소 환경과 질소 공급을 변화시켜 배출량을 증가시키는 것으로 보고되었다^{(Yin et al., 2025)}. 유역 규모 분석에서는 강변 습지와 하천으로의 간접 배출이 농경지 토양에서의 직접 배출량의 약 20% 수준에 해당하는 것으로 산정되어, 농경지–수계 연계에서 발생하는 간접 N₂O 배출의 중요성이 강조되고 있다^{(Billen et al., 2020)}. 정량적으로, 전 세계 내륙 수계에서의 N₂O 배출량은 연간 약 1.48 Tg N yr^-1로 추정되며^{(Zheng et al., 2022)}, 20세기 동안 대략 0.4에서 1.3 Tg N yr^-1까지 지속적으로 증가한 것으로 보고된다^{(Wang, Vilmin et al., 2023)}. 2010년대 하천, 호수, 저수지를 포함한 총 배출은 약 319.6 ± 58.2 Gg N yr^-1 수준으로 산정되어^{(Li et al., 2024)}, 내륙 수계가 전 지구 N₂O 예산에서 무시할 수 없는 기여를 함을 보여준다.

3.4 주요 환경 인자들의 영향

내륙 수계에서의 온실가스 배출은 기후, 수문, 화학, 생물학적 인자들의 복합적인 영향을 받는다. 지구 온난화는 강수와 기온 변화를 유발하여 수문순환을 변화시키며, 이는 수자원의 안정성과 온실가스 배출에 모두 영향을 미친다. 미국 북서부에서는 봄⋅여름철 융설량 감소와 조기 융설로 인해 수자원 관리의 취약성이 커졌으며, 이러한 변화는 수계에서 CO₂와 CH₄ 배출량을 증가시키는 요인으로 작용하였다^{(Lee et al., 2010)}. 호주의 Murray–Darling 유역에서는 기후변화로 2030년까지 연평균 유출량이 9% 감소하고 가뭄 발생 빈도가 높아져, 수체 내 온실가스 플럭스가 증대되는 것으로 보고되었다^{(Lee et al., 2010)}. 여름철 높은 수온은 성층화와 심층수의 산소 고갈을 유발하여 혐기성 환경을 확대하고, 이로 인해 CH₄ 및 N₂O 배출량이 증가하는 것으로 보고되었다^{(Min et al., 2022)}. 수온 상승은 미생물 대사와 유기물 분해 속도를 촉진하여 CH₄ 배출 플럭스를 강화하는 핵심 요인으로 작용하였다^{(Kim and Han, 2025)}. 티베트 고원의 Buha 및 Shaliu 강에서는 설융기 동안 외부 기질 유입이 증가하면서 CH₄와 N₂O 농도 및 플럭스가 다른 계절보다 높게 나타났다^{(Lin et al., 2023)}. 용존산소 조건은 메탄 산화와 탈질 과정을 직접적으로 조절한다. 무산소 환경에서는 메탄생성과 불완전 탈질이 우세하여 CH₄와 N₂O 배출량이 증가하며^{(Krishnan et al., 2025; Webb et al., 2021)}, 성층화 여부와 수체 혼합은 산소 분포를 결정하여 온실가스 축적과 배출의 시공간적 변동성을 증대시켰다^{(Kim and Han, 2025)}. 영양염 부하는 특히 N₂O 생성에 큰 영향을 미친다. 농업 기원 질소 유입은 질산화⋅탈질 과정을 강화하여 N₂O 배출을 촉진하는 것으로 나타났다^{(Aben et al., 2022; Reay et al., 2012)}. 도시 하천은 높은 영양염 공급과 저산소 조건으로 인해 비도시 하천 대비 N₂O 플럭스가 14배, CH₄ 플럭스가 7배 증가하였다^{(Zhang, Li et al., 2021)}. 수리학적 요인 또한 온실가스 배출의 주요한 조절 변수이다. 티베트 고원에서 Buha 강은 Shaliu 강보다 유량과 유속이 높아 CO₂와 CH₄ 배출 플럭스가 크게 증가하였다^{(Lin et al., 2023)}. 유속, 수심, 경사와 같은 수리 변수는 기체전달계수(k)를 결정하며, 난류가 강할수록 대기–수계 간 기체 교환 속도가 증가하였다^{(Wilcock and Sorrell, 2008)}. 또한 풍속은 온실가스 플럭스와 양의 상관관계를 보인 반면, 염분은 음의 상관관계를 나타내어, 낮은 염분 환경에서 메탄 생성률과 배출량이 증가하는 것으로 보고되었다^{(Lin et al., 2023)}. 토지이용 변화는 CH₄와 N₂O 발생을 크게 증대시키는 인자로 작용한다. 농업 집약화로 인한 미세 퇴적물 공급은 하천에서 CH₄ 배출을 최대 3배 증가시켰다^{(Paranaíba and Kosten, 2024)}. 과도한 영양염 부하는 일시적으로 CO₂ 흡수량을 증가시킬 수 있으나 장기적으로는 CH₄와 N₂O 배출량을 증가시키는 경향을 보였다^{(Paranaíba and Kosten, 2024)}. 또한 도시화, 농업⋅축산 활동, 하수처리수 유입은 N₂O와 CH₄ 배출량을 높이는 요인으로 작용하였다^{(Billen et al., 2020; Zhang, Li et al., 2021)}. 마지막으로, 영구동토 해빙은 고산⋅고위도 수계에서 중요한 온실가스 발생의 원인이다. 티베트 고원에서는 해빙된 영구동토의 유기물이 빠르게 분해되어 CH₄와 CO₂로 전환⋅배출되었으며, 이 과정이 상류 지역의 높은 플럭스를 설명하는 요인으로 제시되었다^{(Lin et al., 2023)}.

4.1 헤드스페이스법 (Headspace method)

수계에서의 헤드스페이스법을 통한 온실가스 모니터링은 일반적으로 현장 시료 채취, 기체–액체 평형화, 기체 추출, 그리고 기체 분석의 일련의 과정을 통해 수행된다(Fig. 1). 헤드스페이스법은 내륙 수계에서 용존 온실가스 농도를 측정하기 위해 가장 널리 활용되는 기법 중 하나로, 간단한 장비와 절차로 안정적이고 재현성 있는 결과를 제공한다. 이 방법은 밀폐 용기 내 일정 비율의 시료수와 기체 공간을 형성한 뒤, 평형에 도달한 기상부 농도를 측정하여 Henry 법칙에 따라 수중 농도로 환산하는 원리를 따른다^{(Magen et al., 2014)}. 평형 후 기상부 농도(C_g,eq)와 액상부 농도(C_w,eq)는 Henry 상수(H)에 의해 비례하며, 질량보존 원리를 적용하면 초기 수중 농도 (C_w,0)는 Eq. (1) 및 Eq. (2) 같이 계산 및 보정한다^{(Jahangir et al., 2012; Robbins et al., 1993)}.

여기서 V_g는 헤드스페이스 부피, V_w는 시료수 부피를 의미한다. 시료 채취와 헤드스페이스 형성 과정에서의 오염 최소화가 중요한데, ^{Hall (1980)}은 7 mL 유리 바이알과 가열 평형화 과정을 통해 용존 N₂O를 분석하여 0.2 ng mL^-1 수준의 낮은 검출한계와 높은 정밀도를 확보할 수 있음을 보였다. 이후 연구에서는 보다 큰 부피의 유리병을 사용하여 기체–액체 비율을 조절하고, 고순도 N₂ 또는 He를 주입한 뒤 수 분-수십 분간 진탕(shaking)하여 평형을 유도하는 방식이 표준 방법으로 자리잡았다^{(Jahangir et al., 2012; Yang et al., 2019)}. 또한, 보존제 사용시에도 주의가 필요하다. ^{Magen et al. (2014)}은 CH₄ 분석에서 KOH 용액을 첨가하여 수개월 이상 안정성 유지가 가능함이 확인되었지만, N₂O의 경우 보존 처리에 따른 결과 변동 가능성이 보고되어 신속 분석이 권장된다^{(Hall, 1980)}.

기체별 특성에 따라 평형화 조건과 분석상의 유의점도 상이하다. CH₄는 낮은 용해도로 인해 기상부로 쉽게 이동하므로 짧은 평형 시간만으로도 높은 회수율을 확보할 수 있다^{(Magen et al., 2014)}. 그러나 기포 배출(ebullition)이 우세한 수계에서는 확산 기반의 헤드스페이스법이 실제 배출량을 과소 추정할 수 있다^{(Schade et al., 2016)}. 반대로 N₂O는 수중 농도가 낮아 헤드스페이스 비율과 평형 시간 변화에 따라 분석 결과 변동성이 커지는 특성이 있다^{(Jahangir et al., 2012)}. CO₂는 DIC와의 평형이 pH에 따라 달라지므로, 저알칼리성 하천에서는 자유 CO₂를 직접 측정하는 방식이 적합하다는 보고가 있다^{(Hope et al., 1995)}. 최근에는 방사성 동위원소 분석을 위해 molecular sieve trap과 결합한 “super headspace method”가 개발되어, 외딴 이탄지 하천에서도 안정적인 ¹⁴CO₂ 분석이 가능해졌다^{(Garnett et al., 2016)}.

현장 적용 사례에서도 다양한 결과가 보고되었다. 중국 내륙 수계 조사에서는 CO₂ 평균 1673 μatm, CH₄ 270 μatm, N₂O 18 μatm 수준이 보고되었다^{(Yang et al., 2019)}. 도시 수계에서는 ^{Hmoudah et al. (2022)}이 CH₄ 농도가 대기 평형 수준을 크게 초과하는 과포화 현상을 관찰하였으며, 이는 하수 유입과 유기물 축적에 기인한다고 해석하였다. ^{Beaulieu et al. (2008)}과 ^{Schade et al. (2016)}의 연구에서는 상류 하천에서 NO₃ ^- 농도 증가가 N₂O 배출량과 밀접하게 연관됨을 확인하여, 토지이용 변화에 따른 질소 부하가 배출 특성을 좌우함을 시사하였다.

Fig. 1. Greenhouse gas monitoring through the headspace method

4.2 챔버법 (Chamber method)

챔버법은 내륙 수계의 수면–대기 경계면 온실가스 플럭스를 직접 측정하는 기법으로 온실가스 플럭스 산정은 일정 시간 동안 밀폐 챔버 내부에서 기체 농도의 증가율을 측정하고, 이를 부피⋅면적⋅온도 조건에 맞추어 환산하는 방식으로 이루어진다(Fig. 2). 일반적으로 플럭스(F)는 챔버 내 농도 변화율(Δc/Δt), 챔버 부피(V)와 면적(A), 기체 밀도(ρ), 그리고 온도 보정항을 고려하여 Eq. (3)과 같이 계산된다^{(Jeong et al., 2018)}.

부유식 챔버(floating chamber, FC) 또는 고정식(anchored) 구조를 수면 위에 설치하고, 시간 경과에 따른 챔버 내부 기체 농도 변화를 이용해 플럭스를 산정한다^{(Deng et al., 2023; Schrier-Uijl et al., 2010)}. 일반적으로 정적 챔버(static chamber)는 일정 시간 간격으로 헤드스페이스 시료를 채취해 가스크로마토그래프(gas chromatograph, GC)로 분석한다^{(Duchemin et al., 1999; Panneer Selvam et al., 2014)}. 동적 챔버(dynamic chamber)는 일정 유량의 캐리어 가스를 주입⋅순환시켜 입구와 출구 농도 차이로 플럭스를 계산하므로 연속 측정이 가능하다^{(Gerardo-Nieto et al., 2019; Mu et al., 2022)}. 최근에는 소형 센서와 펌프를 부착한 자동화 챔버가 보급되어 수 시간∼수일 규모의 고해상도 연속 관측이 보고되고 있다^{(Martinsen et al., 2018)}.

챔버법의 온실가스별 적용 특성은 상이하다. CH₄의 경우에는 확산 뿐만 아니라 분출을 동시에 포착할 수 있어, 단순 확산 모델이나 헤드스페이스 기반 추정보다 플럭스가 높게 산정되는 사례가 많다^{(Duchemin et al., 1999; Zheng et al., 2022)}. 반면 CO₂는 주로 확산 지배적 교환이므로, 챔버법이 이론적 경계층 모형(Thin Boundary Layer Model, TBLM) 기반 추정보다 2–3배 높게 산정된 사례가 보고되었다^{(Duchemin et al., 1999; Lauerwald et al., 2023)}. N₂O는 수중 농도가 낮고 발생 패턴이 불연속적이라 검출한계와 재현성이 문제되며, 반복⋅장기 관측이 요구된다^{(Hao et al., 2021; Hirota et al., 2007)}.

챔버법은 다수의 연구를 통해 현장 적용에서 유효성이 입증되었다. 중국 청두 평원 농업 수계에서 FC로 관측한 연평균 CH₄ 플럭스는 상류 하천 32.0 mg C m^-2 h^-1, 수로 28.6 mg C m^-2 h^-1, 저수지 0.65 mg C m^-2 h^-1로 나타나 수계 유형별 차이가 뚜렷했다^{(Deng et al., 2023)}. 인도 남부의 연못과 우물에서는 CH₄ 플럭스가 각각 17.9 mmol m^-2 d^-1, 2.3 mmol m^-2 d^-1였고, 총 CH₄ 플럭스의 약 75%가 분출에서 기인하였다^{(Panneer Selvam et al., 2014)}. 캐나다 얕은 호수에서는 챔버+버블트랩 병행으로 분출 기여 평균 54%를 확인했고, 두 방법의 결과 차이가 ±10% 이내로 일치했다^{(DelSontro et al., 2016)}. 일본 Nakaumi 기수호에서는 식생대(Rush zone)의 CH₄ 플럭스가 무식생대보다 약 40배 높았고, 반대로 N₂O는 무식생대에서 더 높았다^{(Hirota et al., 2007)}. 중국 초지 하천에서는 토지이용 유형별로 연못은 CH₄, 모래질 토지는 CO₂, 하수 구역은 N₂O가 주요 배출원으로 확인되었다^{(Hao et al., 2021)}.

Fig. 2. Greenhouse gas monitoring through the chamber method

4.3 기포포집법 (Bubble trap method)

기포포집법(bubble trap)은 수체 퇴적층에서 생성된 CH₄가 기포 형태로 대기 중으로 분출되는 경로를 정량화하기 위한 대표적인 방법이다. 역깔때기형 구조의 트랩을 수저면에 설치해 상승하는 기포를 직접 포획하고, 포집된 기체를 연결 용기에 저장 및 운반한 뒤 가스크로마토그래피 등으로 분석한다(Fig. 3). 플럭스 (F)는 Eq. (4)와 같이 계산된다^{(Bastviken et al., 2004; DelSontro et al., 2011)}.

여기서 F는 기포방출 플럭스, V_b는 채집된 기포 부피, C_g는 기포 내 기체 농도, A는 트랩 저면적, t는 포집시간을 의미한다. 일반적으로 깔때기 면적은 0.07–0.2 m² 범위이며, 트랩은 수심 0.5–3 m 구간에 부착되거나 부표를 이용해 고정된다^{(Casper et al., 2000; Keller and Stallard, 1994)}. 장기간 설치를 통해 분출의 간헐성을 반영할 수 있으며, 최근에는 자동화 트랩이나 수중음향탐지장치(hydroacoustics)와의 결합을 통해 시⋅공간적 변동성을 보완하는 사례도 보고되었다^{(Bauduin et al., 2025; DelSontro et al., 2015)}.

기포포집법은 주로 CH₄ 분출 정량화에 특화되어 있으며, CO₂와 N₂O는 용해도가 높아 기포 배출 기여도가 상대적으로 낮다. 예를 들어, 캐나다 북부 호수에서는 전체 CH₄ 배출의 80% 이상이 분출에 의해 발생된 반면, N₂O의 기여도는 5% 미만으로 보고되었다^{(Baulch et al., 2011)}. 영국 Priest Pot 호수에서도 CH₄ 배출의 96%가 분출 경로를 통해 발생된 반면, CO₂는 대부분 확산에 의해 배출되었다^{(Casper et al., 2000)}. 뉴질랜드 농업하천 연구에서는 CH₄ 배출의 20–60%가 분출에서 기인하였으나, N₂O는 확산 지배적 경로를 보였다^{(Wilcock and Sorrell, 2008)}. 따라서 기포포집법은 CH₄ 배출 정량화에는 효과적이지만, CO₂와 N₂O의 주요 배출 경로 규명에는 한계가 있다.

적용 사례를 보면, 파나마 Gatun Lake에서는 CH₄ 배출의 98%가 분출에서 기인했고^{(Keller and Stallard, 1994)}, 영국 Priest Pot 호수에서도 CH₄ 플럭스의 96%가 분출 경로에서 기인하는 것으로 보고되었다^{(Casper et al., 2000)}. 캐나다 북부 호수에서는 CH₄ 배출의 80% 이상이 분출에서 기인했으며, N₂O는 확산이 주요 경로였다^{(Baulch et al., 2011)}. 스위스 및 열대 저수지 연구에서도 국지적 집중 배출지에서 분출이 CH₄ 총 배출의 90% 이상을 차지해, 확산만을 기반으로 배출량을 추정할 경우 심각하게 과소평가될 수 있음이 확인되었다^{(Bauduin et al., 2025; DelSontro et al., 2015)}. 아마존 홍수 범람원에서는 수위 저하기(falling water) 시기에 CH₄ 플럭스가 급격히 증가하며, 분출 기여율이 최대 93%에 달하는 것으로 나타났다^{(Barbosa et al., 2021)}. 하천 및 배수로에서도 분출 플럭스는 CH₄ 배출에 중요한 기여를 한다. 미국 위스콘신 습지 지배 하천에서는 총 CH₄ 배출의 약 35%가 분출에서 기인했다^{(Crawford et al., 2014)}. 네덜란드 낙농지 배수로에서는 연중 약 40%가 분출 경로로 확인되었다^{(Hendriks et al., 2023)}. 뉴질랜드 농업하천에서는 CH₄ 배출의 20–60%가 분출 경로에서 발생했다^{(Wilcock and Sorrell, 2008)}. 체코 저지대 하천에서는 연평균 CH₄ 배출의 74%가 분출에 기인했다^{(Bednařík et al., 2024)}. 독일 소규모 하천에서는 확산 플럭스보다 최대 30배 큰 분출 CH₄ 플럭스가 기포포집법으로 관측되었다^{(Michaelis et al., 2024)}, 영국 인공 연못에서는 단기적 사건의 분출이 확산보다 큰 기여를 하는 것으로 보고되었다^{(Peacock et al., 2021)}.

Fig. 3. Greenhouse gas monitoring through the bubble trap method

4.4 에디공분산법 (Eddy covariance method)

에디공분산법(eddy covariance, EC)은 수직 풍속과 기체 농도의 고주파 변동을 동시 측정하여 공분산으로 플럭스를 직접 산출하는 기법이다(Fig. 4). 기본적으로 일정 시간 간격(30분 정도) 동안 측정된 수직풍속(w)과 기체 농도(c)의 평균값으로부터 순간 편차(w', c')를 계산하고, 이들의 곱을 시간 평균하여 플럭스를 산출한다^{(Baldocchi, 2003; Vesala et al., 2012)}. EC 플럭스는 Eq. (5)와 같이 정의된다^{(Park et al., 2025)}.

여기서 F는 단위 면적당 기체 플럭스 w'와 c'는 각각 순간 수직풍속과 기체 농도의 편차, w ' c ' ¯ 는 이들의 시간 평균을 의미한다^{(Nordbo et al., 2011)}. 일반적으로 3차원 초음파 풍속계와 고속 기체 분석기를 부유식 플랫폼이나 호안의 타워에 설치하고, 10–20 Hz 주파수로 데이터를 수집한다^{(Baldocchi, 2003; Baldocchi, 2014)}. 내륙 수계 적용 시에는 좌표 회전, 시간 지연 보정, 스펙트럼 손실 보정, Webb–Pearman–Leuning (WPL) 밀도 보정, u 임계값 필터링, footprint 분석 등 표준화된 품질 관리 절차가 필수적으로 수행된다^{(Kang and Cho, 2021; Nordbo et al., 2011; Vesala et al., 2012)}. 이를 통해 수면–대기 간 기체 교환을 교란 없이 장기간⋅연속적으로 모니터링할 수 있다. 기체별로는 CO₂가 오픈패스 적외선 분석기를 활용해 안정적으로 측정되며, 생태계 호흡⋅광합성 신호를 계절⋅일주기 단위로 정밀 추적할 수 있다^{(Vesala et al., 2012)}. CH₄와 N₂O는 대기 배경농도가 낮아 양자 캐스케이드 레이저 분광기(Quantum Cascade Laser spectrometer, QCL; Cavity Ring-Down Spectroscopy analyzer, CRDS)와 같은 고응답 레이저 분광기 장비가 요구되며, 확산뿐 아니라 간헐적 분출까지 포함해 기존 Δp 기반 모델 추정보다 2–6배 높은 플럭스를 보고한 바 있다^{(Hounshell et al., 2023; Jung et al., 2020; Kang and Cho, 2021; Kumar et al., 2021)}.

적용 사례를 보면, 스위스 Rotsee에서는 EC, 챔버, 기포포집법이 유사한 CH₄ 배출량(81–92 mg m^-2 d^-1)을 보였으나, 경계층 모델은 이를 5–30배 과소평가하였다^{(Schubert et al., 2012)}. 대형 온대 호수 Geneva에서도 EC 기반 연간 배출량이 ΔpCH₄ 모델보다 2–3배 높았다^{(Kang and Cho, 2021)}. Chesapeake Bay 하구에서는 EC가 모델 추정보다 2–4배 큰 값을 보였으며^{(Hounshell et al., 2023)}, 열대 저수지에서는 CH₄와 N₂O를 동시에 측정해 Δp 기반 추정보다 각각 2–5배 높은 결과가 보고되었다^{(Kumar et al., 2021)}. 아열대 습지의 5년 장기 관측에서는 수문주기(hydroperiod) 차이에 따라 CH₄ 배출이 두 배 이상 차이를 보였으며^{(Yu et al., 2023)}, 중국 연안 양식지에서는 CO₂ 흡수와 CH₄ 배출을 동시에 정량화해 순복사강제력이 음(-)의 값, 즉 냉각 효과를 갖는 것으로 나타났다^{(Zhang et al., 2022)}.

Fig. 4. Greenhouse gas monitoring through the eddy covariance method

4.5 모델링 기반 추정 (Modeling-based estimation)

수계 온실가스 배출량 추정을 위한 모델링 접근은 현장 관측 기반 측정이 가지는 시⋅공간적 제약을 보완하는 유용한 도구로 활용되고 있다. 기존 연구에서는 통계 기반 회귀모델에서부터 프로세스 기반 생지화학 모델, 기계학습 접근, 전 지구 규모의 공간외삽 모델까지 다양한 방법이 개발⋅적용되었다.

통계적⋅경험적 모델은 광범위한 현장자료에 기반하여 온실가스 농도 및 플럭스와 수질⋅수문 인자 간의 상관관계를 도출한다. 예를 들어, 전 세계 저수지를 대상으로 한 연구에서는 CH₄ 플럭스가 chlorophyll-a, CO₂는 강수량, N₂O는 NO₃ ^- 농도와 밀접하게 연관됨을 회귀 분석으로 확인하였다^{(Deemer et al., 2016)}. 일반화 가법모형(GAM)을 적용한 농업 저수지 연구에서는 용존산소, 알칼리도, 전기전도도, 토지이용 지표가 주요 예측인자로 제시되었다^{(Webb, Leavitt et al., 2019)}. 최근에는 다변량 통계와 랜덤 포레스트(Random Forest)와 같은 머신러닝 기법을 적용하여 도시하천에서 수질지수(Prati index)와 온실가스 농도의 관계를 정량화 하였으며, 농경지⋅도로 인접 구간에서 CH₄ 농도가 최대 25배 증가하는 결과를 보고하였다^{(Ho et al., 2022)}. 프로세스 기반 모델은 수체 내 물질전환 경로를 모의하여 질소와 탄소의 순환 과정을 반영한다. SWAT-FN₂O 모델은 동적 대기 N₂O 농도와 하천 용존 무기질소(DIN) 기반 경험식을 결합하여 농업 유역의 하천 N₂O 배출을 추정하였으며, 정적 모델 대비 과대추정을 1.5–24% 줄였다^{(Gao et al., 2020)}. SWAT-DayCent 통합모델은 토양–하천 연계 질소 경로를 반영하여 중국 Songhua River 유역의 N₂O 플럭스를 평균 5.2 mg N m^-2 d^-1로 산출되어 관측값과 잘 일치하였다^{(Wang, Dai et al., 2023)}. 전지구 스케일에서는 IMAGE-DGNM 모델을 활용하여 수계 N₂O 배출량을 10.6 Tg N yr^-1로 산정하였는데, 이는 IPCC Tier 1 기본값 대비 약 2배 높은 수치였다^{(Wang, Vilmin et al., 2023)}. DISC-CARBON 모형 또한 하천과 호수의 탄소 순환을 프로세스 기반으로 모의하여 기존 회귀식 기반 모델보다 질산화⋅탈질⋅퇴적물 과정을 정교하게 반영할 수 있음을 보여주었다^{(van Hoek et al., 2021)}. 탄소계 모델링에서는 호수⋅저수지의 시⋅공간적 변동성을 반영한 연구가 보고되었다. 스웨덴 호수를 대상으로 한 ^{Natchimuthu et al. (2016)}의 연구에서는 확산과 분출을 동시에 고려하는 통합 모델을 적용하여, 단일 지점⋅단기 측정 시 연간 배출량이 최대 78% 과소 추정될 수 있음을 밝혔다. ^{Vilmin et al. (2020)}은 파리 분지 유역에서 물질수지와 반응-수송 모델을 결합해 하천 CO₂ 배출의 80% 이상이 수체 내 미생물 호흡에서 기인함을 정량화된 결과를 발표하였다. 전지구적 수준에서는 ^{Harrison et al. (2021)}이 G-res 모델을 87,800개 저수지에 적용하여 연간 온실가스 배출량을 1,076 Tg CO₂-eq를 산출하였으며, 이 중 CH₄ 탈기가 전체의 55%를 차지하여 기존 확산 중심 연구의 한계를 보완하였다.

최근에는 원격탐사와 결합한 모델링 접근도 시도되고 있다. 위성 자료 기반 수위–저수면적 추정과 G-res Tool을 결합한 연구에서는 인도 Maithon 저수지의 순배출량이 1,746–2,247 g CO₂-eq m^-2 yr^-1로 산출되었고, 수위 하강 시에는 최대 3,855까지 증가하는 것으로 나타났다^{(Sarkar et al., 2025)}. 베트남 Binh Dien 저수지 연구에서도 Google Earth Engine과 G-res를 통합해 연간 1,454 g CO₂-eq m^-2 yr^-1의 순배출량을 확인하였다^{(Ghosh et al., 2023)}. 이러한 접근은 현장 관측이 어려운 지역에서 국가 단위 인벤토리 보완에 특히 효과적이다. 온실가스별 특징을 살펴보면, CH₄는 모델링에서 가장 큰 불확실성을 가지며, 분출과 탈기를 반영하지 않을 경우 과소 추정되는 경향이 반복적으로 확인되었다^{(Deemer et al., 2016; Harrison et al., 2021; Karbin et al., 2021)}. 반대로 N₂O는 IPCC 기본값 기반 단순 추정보다 IMAGE-DGNM, SWAT-FN₂O, SWAT-DayCent와 같은 프로세스 모델에서 훨씬 높은 추정치가 산출되며^{(Gao et al., 2020; Wang, Dai et al., 2023; Wang, Vilmin et al., 2023)}, 이는 질소 부하와 수리학적 조건에 따른 비선형 반응을 반영하기 때문이다. CO₂는 일부 수계에서 흡수원과 배출원이 공존하며^{(Webb, Leavitt et al., 2019)}, 고알칼리도⋅농업지 인접 저수지는 순배출원으로, 일부 고위도 호수는 순흡수원으로 기능할 수 있음이 모델링으로 확인되었다^{(Arsenault et al., 2022)}. 이처럼 모델링 기반 추정은 전지구적 스케일^{(Harrison et al., 2021; Wang, Vilmin et al., 2023)}부터 특정 유역⋅호수 단위^{(Gao et al., 2020; Natchimuthu et al., 2016; Webb, Leavitt et al., 2019)}까지 다양하게 활용되고 있다. 전지구 스케일에서는 경험식⋅회귀 기반 대용량 데이터 모델링이, 소규모 호수⋅하천에서는 프로세스 기반 또는 기계학습 기법이 유리하다. 또한 원격탐사와 결합한 모델은 자료가 부족한 지역의 국가 단위 인벤토리 보완에 유용하다. 따라서 모델링 기반 추정은 대규모 저수지, 농업 지배 하천, 원격지역 호수, 국가 온실가스 인벤토리 개선에 가장 적합한 접근으로 평가된다.

4.6 국내 내륙 수계 온실가스 샘플링 방법 및 배출 특성

국내에서 수행된 내륙 수계 온실가스 연구는 샘플링⋅관측 방법 측면에서 정적 챔버, 헤드스페이스, 버블트랩, 에디공분산, 그리고 수리⋅생태 모델 및 G-res Tool을 활용한 모의 기반 추정으로 구분될 수 있다. 각 방법은 포착 가능한 시⋅공간 규모와 지배적인 방출 경로가 상이하여, 적용 대상 수계 유형 및 연구 목적에 따라 선택적으로 활용되고 있다. 논⋅밭과 인공습지와 같이 대상 지역이 국소적이고, 경계가 명확한 시스템에서는 정적 챔버를 이용한 플럭스 산정이 주류를 이루는 반면, 광역 농경지의 CO₂ 교환은 EC를 통해 통합적으로 평가되고 있다. 저수지⋅댐과 같은 대규모 수체에서는 직접 측정과 더불어 확장성 높은 모형 기반 접근법이 병행되고 있으며, 일부 호소에서는 버블트랩이나 퇴적층-수층 간 농도 구배를 이용한 확산 플럭스 추정이 시도되고 있다.

정적 챔버를 이용한 연구는 주로 벼 재배 논과 인공습지를 대상으로 수행되었다. ^{Gwon et al. (2022)}은 휴경기 관행 경운 및 최소 경운 논에서 CO₂, CH₄, N₂O를 동시에 모니터링한 결과, 휴경 기간 동안 CO₂ 플럭스는 약 21.5–29.6 kg CO₂ ha^-1 day^-1, CH₄는 0–43.9 g CH₄ ha^-1 day^-1, N₂O는 6.8–8.0 g N₂O ha^-1 day^-1 수준으로 배출되는 것으로 나타나, 비생육기에도 토양 호흡과 질소 전환에 따른 온실가스 방출이 지속됨을 보여주었다. 재배 기간을 대상으로 한 ^{Jang et al. (2023)}은 관행수분관리(10일 중간낙수 + 관행 비료) 대비 장기 중간낙수 및 완효성 비료(W+S) 처리가 계절 평균 CH₄ 플럭스를 약 1,738 g에서 1,524 g CH₄ ha^-1 day^-1 수준으로 저감시키고, N₂O는 5.33에서 4.47 g N₂O ha^-1 day^-1로 감소시키는 등 수분⋅비료 관리에 따라 CH₄–N₂O 간 상쇄(trade-off)를 최소화하는 것이 가능함을 제시하였다. 한편, 광산배수 처리용 인공 호기성 습지 및 생태습지를 대상으로 한 연구에서는 CH₄ 플럭스가 약 864–4,920 g CH₄ ha^-1 day^-1 범위로 보고되었다^{(Kwon et al., 2018)}. 동일한 습지 유형 내에서도 수심, 식생, 유입수 유기물 농도 등에 따라 순 흡수에서 고배출까지 매우 넓은 변동 폭을 보인다는 점이 확인되었다. 인공 수로에서의 실험 플룸 연구에서는 N₂O 플럭스가 0.1–3 g N₂O ha^-1 day^-1 수준으로 보고되었으며, 이는 DOC 농도와 유속이 N₂O 발생에 중요한 역할을 함을 시사한다^{(Ko et al., 2019)}.

에디공분산 기법은 주로 농업수계–대기 간 CO₂ 교환을 파악하기 위해 적용되어 왔다. ^{Hur et al. (2020)}은 논을 대상으로 성장기(6–9월) 순생태계교환량(NEE)을 산정한 결과, 벼 논은 약 −165 kg CO₂ 수준의 음의 NEE를 보이며, 성장기 동안 대기에서 CO₂를 순흡수하는 탄소 흡수원으로 기능함을 제시하였다. 철원 지역 단일 모작 논에서 3년간 EC 관측을 수행한 연구에서는, 연평균 NEE가 −4.7 ± 5.1 kg CO₂ ha^-1 day^-1로 소규모 흡수원에 해당하는 반면, 동일 기간 CH₄ 플럭스는 약 753 ± 55 g CH₄ ha^-1 day^-1 수준으로 나타나^{(Hwang et al., 2020)}, 벼 논이 CO₂ 기준으로는 미약한 흡수원이지만 CH₄를 통해 상당한 온실효과를 유발하는 이중적 역할을 수행함을 보여준다. 다만, EC 관측은 주로 CO₂ 중심으로 이루어지고 있어, CH₄과 N₂O를 동시 관측하는 사례는 매우 제한적이라는 점에서 향후 기술적⋅운영적 개선 여지가 크다.

수체–대기 경계를 직접 겨냥한 헤드스페이스 및 버블트랩 측정은 상대적으로 소수이지만, 특정 계통에서의 고배출 특성을 드러낸다. ^{Kim and An (2022)}은 남해안 담수–해수 기수지역인 당동만에서 헤드스페이스법을 이용하여 수층–대기 CH₄ 플럭스를 산정한 결과, 평균 약 40 g CH₄ ha^-1 day^-1 수준으로 방출되며, 특히 저산소⋅무산소 조건에서 플럭스가 증가하는 경향을 보고하였다. 호소에서의 분출을 정량화하기 위해 버블트랩을 적용한 ^{Kim et al. (2018)}의 연구에서는 소양호에서 CH₄ 분출 플럭스가 평균 11,607 ± 21,949 g CH₄ ha^-1 day^-1로, 통상적인 확산 플럭스에 비해 한두 자릿수 이상 큰 수준임이 나타났다. 이는 대형 인공호에서 기포성 CH₄ 방출이 온실가스 예산에서 지배적인 역할을 할 수 있음을 보여주며, 버블트랩과 같은 분출 전용 측정 기술의 중요성을 부각시킨다. 한편, 농경지 인근 소하천 및 유출수를 대상으로 한 ^{Jeong et al. (2024)}의 연구는 헤드스페이스를 이용하여 저장⋅보관 조건에 따른 용존 N₂O 농도 변화만을 다루고 있어, 단위 면적당 플럭스는 제시되지 않았다. 국내 하천⋅수로에 대한 정량적 GHG 플럭스 자료가 아직 부족한 실정이다.

저수지⋅댐과 같은 대규모 수체에서는 현장 농도 및 수문⋅수질 자료를 활용한 모형 기반 추정이 활발히 이루어지고 있다. ^{Min et al. (2022)}와 ^{Min et al. (2026)}은 G-res Tool을 활용하여 대청호 및 한⋅낙동⋅금강 수계의 다목적댐을 대상으로 댐 조성 이후(post-impoundment) CO₂ 및 CH₄ 방출을 정량화한 결과, 평균 CO₂ 플럭스는 약 3.3–3.6 kg CO₂ ha^-1 day^-1, CH₄ 플럭스는 88–115 g CH₄ ha^-1 day^-1 수준으로 평가하였다. ^{Park and Chung (2020)}은 CE-QUAL-W2 모형을 이용해 대청호의 연간 CO₂ 방출량을 모의한 결과, 2017–2018년 CO₂ 플럭스가 약 2.5–2.9 kg CO₂ ha^-1 day^-1 수준임을 제시하여, G-res 기반 추정값과 유사한 규모를 보인다. 아산호를 대상으로 퇴적층–수층 간 농도 구배를 이용한 확산 플럭스를 추정한 연구에서는, 성층기에는 339–1,258 g CH₄ ha^-1 day^-1, 혼합기에는 77–474 g CH₄ ha^-1 day^-1 수준으로 보고되어^{(Lee et al., 2024)}, 수온 성층과 수체 혼합 상태가 CH₄ 방출 패턴을 강하게 조절함을 보여준다. 이러한 모형 기반⋅과정 기반 추정 연구는 개별 수체를 넘어 유역 및 국가 수준의 탄소⋅온실가스 배출 산정에 필수적인 정보를 제공한다. 종합하면, 국내에서 수행된 내륙 수계 온실가스 플럭스 연구는 벼 논⋅밭 등 농업 토지와 이에 인접한 저수지⋅댐을 중심으로 정적 챔버, EC, 버블트랩, 헤드스페이스, 모형 기반 산정 등 다양한 관측⋅추정 기법이 적용되어 왔으며, 정적 챔버와 EC는 논 토양의 CO₂ 흡수와 CH₄⋅N₂O 방출 및 물⋅비료 관리에 따른 배출 반응을 정량화하는 데 유효하고, 버블트랩과 헤드스페이스는 호소 및 하구에서의 고강도 CH₄ 분출과 용존–기포 간 전환 과정을 규명하는 데 활용되고 있다. 또한 G-res Tool과 수질 모형은 대규모 인공호의 장기 평균 플럭스를 산정함으로써 국가 온실가스 인벤토리의 불확실성을 저감할 수 있는 잠재력을 지닌다. 그러나 하천⋅운하⋅농업수로 등 유하 수계에 대한 온실가스 플럭스의 연중 관측 자료는 여전히 제한적이며, 연구 간 샘플링 빈도, 플럭스 산정식, 보고 단위 및 형식이 상이하여 수계 유형별 특성의 직접 비교와 국가 규모 상향식 추정에 구조적인 제약이 존재한다. 한편 농경지 부문에서는 IPCC 가이드라인 개정에 따라 물관리⋅유기물 투입 수준을 반영한 정교한 배출계수와 Tier 2–3 수준의 모형 기반 산정 체계가 구축되고 있다^{(Hwang et al., 2025; Jang et al., 2025)}. 중간낙수⋅규산질비료 시용 등 저비용 감축 활동의 한계저감비용이 정량화되어 정책 설계에 활용되고 있다는 점을 고려할 때^{(Kim et al., 2025)}, 내륙 수계에서도 샘플링 방법 간 상보성을 고려한 통합 모니터링 설계와 더불어, 표준화된 플럭스 단위⋅보고 체계 및 인벤토리 연계 모형을 정립하여 한국 내 내륙 수계 온실가스 배출 특성을 보다 정량적⋅체계적으로 파악할 필요가 있다.