해양지구화학

제1장 지구시스템에서 해양 / 15
1. 해양의 생물지구화학적 순환 / 17
2. 지구시스템이란 ? / 19
3. 수권 / 21
4. 암석권 / 33
5. 대기권 / 39
6. 생물권 / 44
7. 지구시스템의 정리 / 47

제2장 해수의 화학조성 / 51
1. 물의 물리화학적 성질 / 53
2. 해수의 염분과 화학조성 / 57
3. 용존물질과 입자성 물질 / 63
4. 해양관측 / 68

제3장 해양의 탄산염계 인자와 영양염 / 79
1. 해양의 기초생산과 영양염 / 81
2. 이산화탄소의 용해와 산염기 평형 / 86
3. 탄소순환 / 101

제4장 미량원소와 동위원소 / 109
1. 미량원소란? / 111
2. 농도 분포패턴과 순환 / 114
3. 해양의 미량영양염과 철 가설 / 119
4. 미량원소의 방사성 동위원소 / 123
5. 미량원소의 안정동위원소 / 126

제5장 해양의 유기지구화학 - 해양유기물의 거동 / 133
1. 해양유기물의 생산과 분해 / 135
2. 생물체 유기물에서 유기쇄설물로 이동 / 139
3. 유기물의 수직분포와 수송 기구 / 140
4. 유기물의 변질 / 152
5. 앞으로의 과제 / 161

제6장 해양의 물 순환과 화학추적자 / 165
1. 화학추적자의 분류 / 168
2. 유용한 화학추적자의 필요조건 / 173
3. 과도기적 추적자 / 174
4. 해양연구에 응용 / 174
5. 화학추적자와 해양의 모델화 / 190

제7장 대기와 해양 사이의 물질 순환 / 193
1. 해양의 대기화학 / 196
2. 해양표층과 경계면의 화학 / 206
3. 대기에서 해양으로 물질공급 및 영향 / 209
4. 해양에서 대기로 물질공급 및 영향 / 214
5. 대기와 해양 사이의 물질순환 및 기후변화의 관계 / 215

제8장 육상에서 해양으로 물질수송 / 221
1. 하천수 / 223
2. 해저 지하수 / 230
3. 빙하 및 해빙에 의한 물질수송 / 235

제9장 해저 지각유체의 지구화학 / 237
1. 해저 지각에 존재하는 수권 / 239
2. 고온 열수순환계의 지구화학 / 240
3. 저온 열수순환계의 지구화학 / 250
4. 열원 이외 요인의 해저 지각유체계 / 253
5. 지하 생물권과 해저 지각유체의 지구화학 / 255

제10장 해저퇴적물과 고해양학- 해양의 과거를 탐구하는 지구화학 / 259
1. 해저퇴적물의 지구화학 / 261
2. 해저퇴적물에 기록된 과거의 해양환경 / 272
3. 과거의 수온환경 복원 / 274
4. 과거 해수의 pH 복원 - 붕소동위원소 비 / 285
5. 영양염(인산염) 농도 복원 - Cd/Ca비와 δ13C / 287
6. 고해양 심층순환의 복원 / 288
7. 높은 수준의 해저퇴적물 연구를 위하여 / 293

제11장 해양지구화학의 새로운 발전을 향하여 / 295
1. 지구시스템에서 인간권의 형성 / 297
2. 지구시스템의 화학적 변화 / 299
3. 해양 분석화학기술의 발전 / 307

참고문헌 / 313
부록 / 331
색인 / 346

제1장 지구시스템에서 해양

고도의 지능을 가진 우주생물이 우연히 지구에 불시착하였다. 그곳은 한없이 넓게 펼쳐진 대해원(大海原)이었다. 그들은 해수를 채취하여 정밀하게 분석하여 귀환한 다음 ‘이러한 별이었습니다’라고 보고하였다. 그러나 아쉽게도 그 정보는 완전한 것은 아니었다. 면적만으로 보면 해양은 지구표면의 70%에 달한다. 그러나 해양을 둘러싸고 있으면서 해양과 접하는 다른 저장소(reservoir)를 제외한 해양은 있을 수 없다. 해양을 포함한 복잡한 저장소가 서로 연계되어 ‘지구시스템’이라는 통합체를 구성하고, 그 곳에서 화학원소가 순환되는 것까지 인식하였을 때 처음으로 해양을 정확하게 이해했다고 할 수 있기 때문이다.

1. 해양의 생물지구화학적 순환
해양은 다양한 화학반응과 화학평형이 복잡하게 서로 교류하면서, 화학원소와 그들 동위원소가 활발한 활동으로 순환하는 세계이다. 해양에서 물질의 움직임을 총칭하여 ‘해양의 생물지구화학적 순환(marine biogeochemical cycles)’이라 한다. ‘생물’이라는 단어가 포함되어 있는 것은 해양에서 생물활동과의 관계가 크기 때문이다.
현실의 생물지구화학적 순환은 실험실의 비커 속에서 재현될 수 있는 화학반응은 오히려 적고, 다음에 기술하는 것과 같은 다양한 동적인 과정(process)이 연동되어 있다. 해양내부에서 일어나는 해수의 유동과 기원이 서로 다른 해수의 혼합이라는 현상 이외에 해양과 인접하는 대륙, 심해저, 대기 등의 상호작용을 고려할 필요가 있다. 예를 들면 육지로부터 하천수 및 지하수의 유입, 대기물질의 강하, 해저에서 일어나는 화산활동과 그에 동반되는 열수의 순환이라는 물리학적 과정 또는 해양생물에 의한 화학원소의 유입 및 배출, 생물 사체(死體)의 분해 및 침강 등 다양한 생물학적 과정이 각각 서로 다른 시공간 규모(scale)에서 화학원소를 다른 장소로 이동시키기도 하고, 그들의 존재형태를 변화시키기도 한다. 이러한 과정은 독립적으로 일어나기도 하지만, 대부분은 여러 과정이 서로 연계되어 상호의존적으로 발생 한다.
그림 1.1은 이와 같이 복잡한 해양시스템을 수조에 비유하여 해양내부 및 해양이 접촉하고 있는 대기, 대륙, 해저와의 상호관계를 도식화 한 것이다. 이 그림에는 극히 대표적인 과정만을 표현하고 있으며, 실제 해양에는 매우 다양한 국지적인 과정이 서로 복잡하게 얽혀있다. 또한 해수의 화학원소와 화학성분은 각자의 특성이 있는 화학적 성질에 의해 각 과정과 연계하여 중요한 역할을 하거나 관계가 없는 경우도 있다.
이 책은 해양의 생물지구화학적 순환(물질순환)의 구조에 대해 설명하고 있으며 제1장은 주제를 이해할 수 있는 첫 단계로 원래의 지구는 어떠한 화학적, 물리학적, 그리고 생물학적 과정이 존재하며, 그것들이 어떻게 연동되어 ‘지구시스템(earth systems)’을 형성하고 있는지에 대해 살펴본다.

2. 지구시스템이란?

지구(반경 약 6,400㎞)라는 행성은 불균일하면서 물리 또는 화학적으로 특성을 달리하는 서로 다른 여러 개의 구성요소로 이루어져 있다. 가장 알기 쉬운 것은 지구를 둘러싼 대기(기체), 해양(액체) 및 고체지구와 같이 3개의 영역으로 구분하는 것이다. 그리고 지진파를 이용한 지구 내부구조의 연구에서 고체지구는 중심부의 핵(반경 약 3,500㎞), 핵을 둘러싼 맨틀(두께 약 2,900㎞) 및 지구표면을 덮고 있는 지각(두께는 대륙에서 30 ~ 40㎞, 해양에서 5 ~ 10㎞) 등 3개의 층으로 보다 세분할 수 있다(그림 1.2). 지각은 대륙과 해양에서 서로 성질이 다르기에, 대륙지각과 해양지각으로 구분된다. 따라서 대기, 해양, 대륙지각, 해양지각, 맨틀 및 핵과 같이 6개의 요소가 지구의 주요한 구성요소라고 할 수 있을 것이다.
그러나 지금부터 이 책에서 다루게 되는 비교적 짧은 시간 스케일(현재로부터 과거 수만 년 정도까지)의 해양지구화학적 현상에서 지구의 핵과 심부 맨틀은 거의 관계되지 않는다. 따라서 지구를 4개의 하부시스템(subsystem) 또는 권(圈, sphere)으로 나누는 것이 현실적이다. 4개 중 2개는 앞에서 설명한 6개의 구성요소에 들어있는 대기권(大氣圈, atmosphere)과 수권(水圈, hydrosphere)을 말한다. 여기서 수권은 해양뿐만 아니라 육상의 담수와 극해역의 얼음까지 모두 포괄한 것이다. 세번째의 하부시스템은 암석권(岩石圈 또는 岩圈, lithosphere)이다. 이것은 지구 표층 50~100㎞의 두께에 해당하는 부분으로 맨틀의 상부 일부까지 포함한 것이다. 대륙지각과 해양지각은 암석권에 포함되지만 이 책에서 등장하는 지각은 주로 해양지각 쪽이다. 또한 육상의 토양과 해저퇴적물도 여기서는 편의상 암석권에 포함되는 것으로 한다. 그리고 마지막 네번째 하부시스템으로 지구의 생물활동을 모두 포함하는 생물권(生物圈, biosphere)을 생각할 수 있다.
이들 하부시스템 각각의 내부에서 일어나는 물질 및 에너지순환과 여러 하부시스템에 걸쳐 일어나는 다양한 상호작용 및 물질교환이 절묘하게 균형을 이루어 지구가 전체로써 하나의 통합된 시스템을 구성하고 있다고 하는 것이 지구시스템 과학의 기본적인 개념이다. 각 하부시스템은 원소조성(그림 1.3)에도 큰 차이가 있다. 4개의 각 하부시스템에 대해 지금부터 보다 상세하게 살펴보겠다.

3. 수권

수권(hydrosphere)은 지구에 존재하는 모든 물을 다 합한 것을 말하며 해양 이외에 호수, 하천, 빙하의 얼음과 극해역의 얼음 및 지하수로 구성된다. 지구에 존재하는 물의 대부분(97% 이상)은 해양에 있기 때문에 해양을 수권이라 하더라도 큰 문제는 없다(표 2.1 참조).

가. 해양의 크기와 해저지형
해양은 질량으로 지구의 0.02% 밖에 되지 않지만, 지구 표면적의 70% 이상(3.62×108㎢)을 차지하고, 평균 두께가 3,730 m인 막대한 물의 덩어리(부피: 1.35×109㎦)이다. 우주에서 지구가 물의 행성으로 불리는 이유이다. 해양의 상부는 대기, 밑에는 심해저, 그리고 연안부에서 대륙과 경계를 이루고 있다.
그림 1.4는 대륙연안에서 외양에 이르는 일반적인 해저지형의 단면을 나타내었다. 육지로부터 심해저까지 이르는 부분은 대륙주변부(continental margin)로 불리며, 육지에 가까운 곳으로부터 대륙붕(continental shelf), 대륙사면(continental slope) 및 대륙대(continental rise)의 3개 영역으로 나눌 수 있다. 그리고 그 다음은 심해평원(abyssal plain)으로 연결되며 심해저의 지형은 평탄하지 않고 해구(trench)로 불리는 깊은 협곡과 중앙해령(mid-oceanic ridge)으로 불리는 화산 산맥이 있다.
만약 전 세계 해양에서 해수를 모두 제거하면 그림 1.5와 같이 기복이 많은 지형이 나타난다. 대서양과 인도양의 거의 정중앙에는 중앙해령이 융기되어 있다. 태평양에는 중앙해령(동태평양 해팽(rise))이 동쪽으로 치우쳐져 있고, 일본 주변인 서태평양은 해구(최대수심은 마리아나 해구에서 10,920 ± 10 m로 이루어져 있다.

나. 해수의 물리적 성질과 해수순환
물은 고체, 액체 및 기체로 형태를 바꾸어 가면서 지구표층을 순환하여 지구환경과 생명에 필연적인 물질로서 중요한 역할을 하고 있다. 물 분자(H2O)는 흩어져 존재하지 않고 여러 개의 분자가 수소결합(hydrogen bond)이라는 약한 결합에 의해 복합체(cluster)를 형성하여 마치 큰 분자량을 가진 물질과 같은 특성을 가지기 때문에 분자량이 불과 18로 작음에도 불구하고 상온에서 액체 상태를 유지할 수 있다(제2장 참조).
해양으로 입사된 태양광(가시광선)은 수심이 깊어질수록 급격하게 감소한다. 이것은 가시광선이 물 분자에 강하게 흡수되는 것과 바닷물 속의 입자성의 현탁물질에 의해 산란되기 때문이다. 해역에 따라 다르지만 일반적인 외양에서 수심 100m 부근의 광량은 해면의 1% 밖에 되지 않고 200m 수심부터는 완전히 암흑이 된다. 즉 해양의 평균수심 3,730m 중에서 밝은 부분은 표층의 극히 수% 밖에 되지 않으며 그 아래는 빛이 없는 암흑의 세계가 된다.
물의 밀도는 물의 순환과 혼합을 지배하는 하나의 중요한 인자이다. 밀도가 큰(무거운) 물일수록 중력에 의해 쉽게 아래로 침강한다. 밀도는 수온이 내려갈수록 증가한다. 순수한 물은 온도 3.98℃일 때 최대밀도 0.999973 g/㎤을 나타내지만, 해수는 온도가 어는점(약 ?1.9℃)에 도달할 때까지 계속 밀도가 증가한다(제2장 참조). 그리고 물의 밀도는 염분이 높을수록 커진다.
외양에서 수심변화에 따른 수온변화를 그래프로 나타내면 북극해와 남극해와 같은 극해역을 제외하면 일반적으로 그림 1.6과 같이 3개의 층이 보인다. 우선 표층(두께 50~200m 정도)은 상하로 잘 혼합되어 온도변화가 극히 작다. 그 아래쪽에 수온이 급격하게 낮아지는 수온약층(thermocline)이 있다. 그리고 수온약층 아래를 심층이라 하며 해저퇴적층까지 수온이 서서히 감소하여 심해저에서는 1 ~ 2℃까지 낮아져서 밀도가 최댓값을 나타낸다. 즉 해양에서는 차갑고 큰 밀도를 가진 심층수 위에 고온이면서 낮은 밀도의 표층수가 떠있고 수온약층이 양쪽, 즉 표층수와 심층수 사이를 가로막고 있다.
그러나 해양은 해수의 움직임이 정지된 곳이 아니다. 그림 1.7과 같이 해양표층은 바람에 의해 수평방향으로 해수가 움직인다(풍성순환(wind driven circulation)이라고도 함). 지구 자전의 영향으로 북반구에서는 시계방향, 남반구에서는 반시계방향으로 회전하는 큰 소용돌이를 형성한다. 우리들에게 매우 익숙한 구로시오(?潮, Kuroshio)는. 북태평양의 아열대해역을 일주하는 풍성순환의 일부이다.
한편 심층의 해수순환은 해수의 밀도차이에 의해 구동된다. 해수의 밀도가 수온과 염분에 의해 결정되기 때문에 심층수의 순환을 열염순환(thermohaline circulation)이라고도 한다. 대서양 열염순환의 개념을 그림 1.8에 나타내었다. 북대서양 그린란드 주변의 표층수가 겨울철에 냉각되어 밀도가 높아지면서 침강한 것이 북대서양 심층수이며 대서양을 남하한다. 한편 남극대륙 주변의 웨델해(Weddell Sea)와 로스해(Ross Sea)에서 높은 밀도의 표층수가 침강하여 남극저층수가 되어 대서양, 인도양 및 태평양을 북상한다. 남극저층수는 밀도가 크기 때문에 북대서양 심층수의 아래로 관입한다.

다. 해수의 화학조성
다음으로 화학적인 관점으로 해수를 살펴보자. 해수는 짜다. 이것은 주요한 용존 이온인 나트륨이온(Na+)과 염소이온(Cl-)을 포함하고 있기 때문이다. 즉 식염(NaCl)이 녹아 있는 것이다(칼럼 2 참조). 이 외에 주요한 양이온으로 마그네슘(Mg2+), 칼슘(Ca2+), 칼륨(K+)을, 음이온으로는 황산이온(SO42-)이 합계 약 3.5 중량 % 정도 들어있다. 해양을 구성하는 주요한 원소는 물 자체를 구성하는 수소(H)와 산소, 그리고 위에서 언급한 Cl, Na, Mg, S, Ca 및 K이다(그림 1.3 참조).
해수에는 주기율표에 있는 모든 천연의 원소가 들어있다. 농도는 낮지만 각각 원소별로 중요한 역할이 있다. 생물체에 많이 들어있는 원소는 친생물원소(biophilic elements)로 불리며 탄소(C), 질소(N), 인(P), 규소(Si) 및 철(Fe) 등이 여기에 해당한다. 친생물원소를 포함하는 화학성분은 해양표층의 식물플랑크톤의 기초생산(primary production), 즉 광합성을 통해 유기물을 합성할 때에 반드시 필요하다. 식물플랑크톤에 의한 기초생산은 해양 먹이사슬의 출발점으로서 해양에 서식하는 모든 생물군의 생존에 관여하고 있다. 따라서 해양에서 친생물원소의 분포를 파악하는 것은 해양의 생물지구화학 연구에 있어 매우 중요하다.
라. 해수의 영양염과 기초생산
질소와 인은 대부분이 질산염(NO3-)과 인산염(PO43-)으로 존재하며 생물과정에서 대표적인 필수 영양염류(營養鹽類, nutrients)이다. 광합성에 필요한 태양광선이 도달할 수 있는 해양표층부(깊이~100m 이내)를 진광층(euphotic zone)이라고 하며, 여기에 식물플랑크톤을 출발점으로 하는 생물생산 활동이 집중된다. 그림 1.6에 나타낸 클로로필 농도는 식물플랑크톤의 존재량에 대응하는 것으로 표층에서 명확한 피크(peak, 최댓값)가 나타난다. 또한 식물플랑크톤이 광합성을 하면 영양염이 소비되기 때문에 표층해수는 거의 영양염이 고갈된다(그림 1.6).
식물플랑크톤의 배설물과 사체 등의 생물유래 유기물 중 90~95% 정도는 표층수에서 즉시 분해되어 다시 광합성에 이용되지만 나머지는 암흑의 심해로 침강된다(그림 1.9 참조). 심층에서 침강하는 유기물질은 옆에서 빛을 비추면 눈이 내리는 것처럼 보이기 때문에 머린스노(海雪, marine snow)로 불린다(칼럼 1 참조). 그림 1.6과 같이 NO3-와 PO43-의 농도는 수심이 깊어질수록 증가하고 1,000 m 정도의 수심에서 최대가 된다. 이것은 침강하는 유기물질이 산화 분해되어 생물체에 들어있던 질소와 인이 NO3-와 PO43-의 형태로 심층수로 재생되고 있기 때문이다. 이렇게 재생된 영양염은 심층수와 함께 해양내부를 순환하여 일반적으로 수백 년 정도의 시간을 거쳐 해양표층으로 되돌아와 기초생산에 재이용된다. 이렇게 식물플랑크톤에 의한 광합성 과정이 정상적으로 지속되어 해양의 생명활동이 유지되고 있다.
영양염 공급량이 많으면 그것에 대응하여 기초생산이 활발하게 일어난다. 이러한 해역은 주로 용승역과 하구역이다. 용승(upwelling)이란 심층수가 표층까지 상승하는 과정(過程, process)이며, 일반적으로 대양의 동쪽연안(남북 아메리카 대륙의 태평양 연안과 아프리카 대륙의 대서양 연안 등)에서 발달하는 것으로 알려져 있다. 용승에 의해 심층수에 포함된 풍부한 영양염이 해양표층으로 운반된다. 한편 영양염은 하천수와 지하수에도 풍부하기 때문에 하구역에도 영양염이 공급된다. 해양의 기초생산(일차생산) 분포(그림 1.10)를 보면 영양염 공급이 많은 대륙의 주변부에서 기초생산이 높은 것에 비해 대양 중앙부에서는 낮은 것을 알 수 있다.