1. 서 론
2. 연구 지역
3. 재료 및 방법
시추 코어 퇴적물
시추 코어 퇴적물의 연대
분석 방법
4. 연구 결과
5. 토 의
알라스카만에 형성된 서베이어 선상지 퇴적물의 탄산염 함량
알라스카만에 형성된 서베이어 선상지 퇴적물의 탄산염 기원
6. 결 론
1. 서 론
해양은 지구시스템에서 중요한 탄소 저장고로 작용하며, 육상생물권의 약 20배 그리고 대기의 약 50배의 탄소를 저장할 수 있다(Falkowski et al. 2000). 해양의 표층에서 이산화탄소는 식물플랑크톤과 같은 1차 생산자의 광합성 작용에 의해 입자성 유기 탄소의 형태로 전환된다. 이후 유기 탄소는 먹이 사슬을 통해 재사용되고 심해로 침강하며 분해된 후, 남은 유기 탄소는 해저에 퇴적되어 대기로부터 격리된다. 또한 석회비늘편모조류와 유공충과 같은 탄산염 골격을 형성하는 생물들도 탄소 격리에 중요한 역할을 한다. 해양과 대기의 경계에서 대기와 해수 사이 이산화탄소의 교환은 이산화탄소 분압(pCO2) 차이에 의해 결정된다. 해수에 용존된 이산화탄소는 물 분자와 결합하여 탄산을 형성하고, 이는 중탄산 이온과 탄산 이온으로 해리된다. 중탄산 이온은 석회화 생물에 의해 칼슘 이온와 결합되어 무기 탄소인 탄산칼슘(CaCO3)을 포함한 탄산염의 형태로 전환된다. 이후 탄산칼슘은 수층을 침강하는 동안과 해저면에서 물리·화학적 조건에 따라 일부 용해되고 남은 양은 퇴적물에 매장되어 대기로부터 탄소를 격리시킨다. 탄산칼슘 형태의 탄산염 보존율(약 25%)은 유기 탄소(약 1%)에 비해 높기때문에 탄산염 퇴적이 우세한 심해 퇴적물은 탄소 저장에 중요한 기여를 한다(Hain et al. 2014).
일반적으로 심해 퇴적물의 탄산염 함량은 표층 해양의 생산성, 해수의 용해도, 비탄산염 물질에 의한 희석 정도에 따라 시·공간적으로 변화된다(Volat et al. 1980). 대부분의 표층 해양은 탄산염이 과포화 상태이지만, 수심이 증가함에 따라 수압의 증가, 수온의 감소, 그리고 유기 탄소의 분해 등으로 인해 탄산염의 용해가 진행된다(Pilson 2012). 탄산염의 용해가 급격히 나타나는 용해 약층 아래에 위치한 탄산염 보상 수심 보다 깊은 수심에서는 탄산염이 보존되지 않는다. 탄산염 보상 수심은 대양마다 상이하여 현재 태평양은 수심 약 4 km 그리고 대서양은 약 5 km에 위치한다(Lisitzin 1996; McCarthy et al. 2004). 이러한 대양 사이의 차이는 심층수의 연령과 순환 정도에 기인하는 것으로 대서양의 해저는 북대서양에서 형성된 수온이 낮은 심층수가 빠르게 순환하여 이산화탄소 농도가 낮은 반면, 태평양의 해저는 전 지구적 심층 순환의 마지막 경로로 오랜 시간 유기물 분해로 인해 심층수에 이산화탄소가 축적되어 있다(Broecker 1982). 따라서 탄산염 보상 수심에 따라 태평양 해저보다 대서양 해저의 퇴적물에서 높은 탄산염 함량이 측정된다(Archer 1996). 심해 퇴적물의 탄산염 함량 분포는 지질학적 시간 규모에서도 변화를 보인다. 일반적으로 제 4기 빙하기 동안 심해 퇴적물의 탄산염 함량은 대서양에서는 감소하고 태평양에서는 증가하는 것으로 보고되었다(예, Sexton and Barker 2012). 대서양은 빙하기 동안 해수면이 낮아지면서 인접한 대륙에서 육성기원 물질의 유입이 증가해 비탄산염 물질에 의한 희석 효과가 증가하여 탄산염 함량이 감소한다. 한편 태평양의 경우에는 빙하기 동안 풍속 강화에 의한 용승으로 표층 해양에서 생물기원의 탄산염 형성이 증가되었거나 심층수에서 유기물의 용해 감소 효과로 인해 탄산염 보존이 증가하였다.
해양퇴적물에는 유공충, 석회비늘편모조류 등의 생물기원 골격 물질의 탄산염과 더불어 퇴적물 공극수 내에서 무기적으로 자생 탄산염이 침전된다. 일반적으로 이 두 가지 탄산염의 기원은 탄소(δ13C) 및 산소(δ18O) 안정동위원소를 이용해 구분할 수 있다(Hoefs 2021). δ13C 값은 탄산염 탄소의 기원을 반영하는데, 생물기원 탄산염은 일반적으로 해수 용존무기탄소의 δ13C 값을 기록하며, 원양 환경에서 대체로 0–+2‰ 범위를 보인다. 반면, 유기물 분해 또는 메탄의 혐기성 산화(Anaerobic Oxidation of Methane)의 영향을 받은 공극수에서 침전된 자생 탄산염의 δ13C 값(-10‰에서 -40‰ 이하)은 현저히 낮게 감소한다. 탄산염의 δ18O 값은 주로 형성 당시의 수온과 유체의 산소동위원소 조성을 반영하는데, 생물기원 탄산염은 해수와의 평형 상태에서 형성되어 원양성 퇴적물에 포함된 부유성 및 저서성 유공충의 방해석은 해수의 용존무기탄소에 근접한 δ18O 값을 기록하는 반면, 자생 탄산염은 메탄의 혐기성 산화, 가스 하이드레이트 분해 또는 점토광물 탈수 과정 등으로 인해 18O가 농축된 공극수에서 침전되면서 상대적으로 높은 δ18O 값을 보이는 경우가 많다.
심해 선상지는 대륙대와 같은 대규모 해저 지형으로 육상기원 퇴적물이 심해 분지로 전달되는 핵심 이동 경로 뿐만 아니라 표층 해양에서 탄소가 포함된 다양한 생물기원 퇴적물이 침강되고 퇴적되는 과정에 해양의 생지화학적 역할을 담당하며 지구의 탄소 순환을 조절하는 장소이다(Hussain and Al-Ramadan 2022). 예를 들어 Cartapanis et al. (2018)은 심해 선상지는 퇴적물에 유기탄소와 탄산칼슘이 퇴적되는 과정에서 대기-해양 탄소 저장량이 조절되고 해양과 대기 사이에서 탄소를 장기간 격리시키는 핵심적인 장소로 탄소 순환에서 중대한 역할을 한다고 보고하였다. 이 연구의 목적은 북동태평양의 알라스카만에 형성된 서베이어 선상지에서 시추한 코아 퇴적물을 이용하여 탄산염 함량을 측정하고 광물 분석과 전자현미경 분석을 통하여 탄산염의 기원을 확인하며 탄산염의 안정동위원소 분석을 통해 탄산염 형성 과정을 규명하여 알라스카만의 장기적 탄소 순환을 해석할 때 필요한 탄산염의 퇴적학적 정보를 제공하는 것이다.
2. 연구 지역
북동태평양에 위치한 알라스카만의 북쪽은 알라스카 반도 남부에 발달한 세인트 엘리아스 조산대(St. Elias Orogen)와 경계한다(Fig. 1). 세인트 엘리아스 조산대는 약 10 Ma 전에 북미 대륙과 야쿠타트 지괴(Yakutat terrane)의 섭입과 충돌에 의해 형성되었다(Worthington et al. 2010). 조산대에서 기원한 다량의 빙하 기원 쇄설성 물질은 정점 U1417이 위치한 연구 지역과 약 60 km 떨어져 있는 서베이어 수로(Surveyor Channel)를 통해 심해로 운반-퇴적되어 서베이어 선상지(Surveyor Fan)를 형성한다(Jaeger et al. 2014a). 연구 지역의 표층퇴적물은 암회색 점토(dark gray mud)가 주로 분포하고, 빙하 기원의 론스톤(lonestone)과 화산재, 드물게 규조 연니를 포함한다(Jaeger et al. 2014a).
북태평양 해류(North Pacific Current)는 알라스카 해류(Alaska Current)로 분기된 뒤 알라스카만으로 유입되며, 알라스카 반도를 따라 남서서(WSW) 방향으로 흐르면서 알라스카 스트림(Alaskan Stream)으로 연장되어 알라스카 환류(Alaska Gyre)를 형성한다(Fig. 1). 서베이어 선상지에서 시추된 정점 U1417은 알류산 저기압(Aleutian Low)에 의해 조절되는 알라스카 해류의 영향을 주로 받는다(Pickart et al. 2009). 또한 알라스카만의 표층 해수는 열대 및 온대 해역에 비해 탄산 이온 농도와 포화도(Ω)가 낮으며, 이는 수온이 낮은 해수의 높은 이산화탄소 용해도와 함께 이산화탄소 농도가 높은 북태평양 심층수에서 용승되어 북쪽으로 공급되는 해수때문으로 알려져 있다(Hauri et al. 2021).
알라스카만은 질산염이 풍부함에도 철 이온의 제한으로 인해 엽록소 농도가 낮은 High Nutrient Low Chlorophyll 해역으로 특징된다(Hinckley et al. 2009). 따라서 철이 결핍된 해양 환경에서 성장이 제한되는 규조류와 같은 대형 식물플랑크톤보다는 편모조류나 석회조류와 같은 소형 식물플랑크톤이 우세하다.
3. 재료 및 방법
시추 코어 퇴적물
국제해양시추사업(International Ocean Discovery Program, IODP)의 341차 탐사 주제는 Southern Alaska Margin, Tectonics, Climate and Sedimentation으로 북동태평양 알라스카만의 5개 정점(Sites U1417-U1421)에서 2013년 5월 29일부터 7월 29일까지 시추가 수행되었다(Fig. 1). IODP 341차 탐사는 신제3기(Neogene)부터 현세(Holocene)까지의 기후 변화에 따른 조산대의 구조적 반응을 추적하고 북부 코르디에라 빙상(Northern Cordilleran Ice Sheet)의 전진 및 후퇴를 규명하며 빙하･구조･해양 상호작용을 포함한 퇴적물 이동(source-to-sink) 분석, 북동태평양에서 1차 생산성 변화와 탄소 순환과의 연계성 파악, 그리고 신제3기 동안 고지자기 변동의 고해상 기록 등의 다양한 연구목표들로 수행되었다(Jaeger et al. 2014a).
정점 U1417은 알라스카만의 서베이어 선상지의 말단부(distal location)에 위치하며 서베이어 수로에서 범람된 퇴적물이 운반되어 퇴적되는 지역에 포함된다(Fig. 1). 정점 U1417에서는 5개(Holes A, B, C, D, E)의 시추가 수행되었으며(Fig. 2), 이 연구에서는 Hole U1417D와 Hole U1417E의 시추코아 중하부 구간에서 시료를 채취하여 분석하였다(Table 1). Hole U1417D에서는 466.5 m가 시추되고 304.42 m의 코아퇴적물을 획득해 회수율은 약 65.3%이다. Hole U1417E에서는 최종 깊이 709.5 m까지 시추하였으며, 상부 360.8 m 까지는 퇴적물 회수없이 시추만 수행되었고 하부 348.7 m 구간에서 146.92 m의 코아퇴적물이 획득되어 회수율은 42.1%였다(Jaeger et al. 2014a). 이 연구에서는 평균 약 1.7 m의 간격으로 Hole U1417D의 276.69 에서 460.90 m CCSF-B 사이에서 104개의 시료를 그리고 평균 약 0.7 m 간격으로 Hole U1417E의 467.50 에서 707.48 m CCSF-B 사이에서 337개의 시료를 채취하여 총 441개의 퇴적물 시료를 분석에 이용하였다(Fig. 2).
Fig. 2.
Core recovery of Holes U1417A to U1417E at IODP Site U1417 (Jaeger et al. 2014a). Red bars represent the sampling interval in this study
Table 1.
Location of Holes U1417D and U1417E at IODP Site U1417
| Hole | Latitude | Longitude | Water depth | Sample No. |
| U1417D | 56°57.59′N | 147°6.60′W | 4187.0 m | 104 |
| U1417E | 56°57.60′N | 147°6.60′W | 4188.6 m | 337 |
시추 코어 퇴적물의 연대
정점 U1417 퇴적물의 연대는 선상 예비 조사에서 자기층서와 생층서(방산충, 규조류, 유공충)를 모두 고려하여 최소 및 최대 연대 모델이 보고되었다(Fig. 3). 여러 시추공에서 동일한 극성 경계나 역전이 발견된 경우 깊이를 하나로 통합한 CCSF-B 심도를 기준으로 정리되었다(Jaeger et al. 2014a). 생층서 기준점의 불확실성은 선상 시료 채취 간격과 화석 결핍대(barren zone)의 출현에 의해 나타났다. 따라서 명확히 규정된 고지자기 기준점과 비교했을 때 이상치로 간주된 생층서 결과는 제외되었다. 연대자료는 Jaeger et al. (2014a)에서 제공된 최소 및 최대 고지자기 연대와 고생물 지층연대 기준점을 이용해 재구성하였으며, 결정된 최소 및 최대 연대 모델에 따라 본 연구에 사용된 정점 U1417 시료 연대는 약 2.5–9.0 Ma에 해당한다(Fig. 3).
Fig. 3.
The age model and lithostratigraphic unit at IODP Site U1417 (modified after Jaeger et al. 2014a). The vertical dotted line represents the age interval in this study
분석 방법
탄산염 함량을 계산하기 위하여 퇴적물의 분말화 작업 후, 무기탄소분석기(UIC CO2 Coulometer CM5017)를 이용하여 퇴적물 내의 총무기탄소(Total Inorganic Carbon, TIC) 함량을 측정하였다. 이때 퇴적물 내의 총무기탄소는 모두 탄산염 형태로 존재한다고 가정하여 총무기탄소 함량에 탄소와 탄산염의 비(CaCO3/C)인 8.333을 곱하여 퇴적물 내의 탄산염 함량을 아래 식을 이용하여 탄산염 함량을 계산하였다.
CaCO3 (%) = TIC (%) × 8.333
탄산염 함량의 변화에 따라 탄산염 함량이 높은 시료 2점(A와 C)과 낮은 시료 2점(B와 D)을 무작위로 선택하였다(Table 2). 선택된 4점의 퇴적물 광물 분석은 X-선 회절 분석기(XRD)[Rigaku MiniFlex X-ray diffractometer]를 이용하여 수행하였다. 퇴적물 분말 시료를 알루미늄 시료 용기에 담은 후, 시료의 비산을 방지하고 고정하기 위해 탄소 테이프를 이용해 덮어 고정하였다. XRD 분석은 3-70°의 주사 범위에서 주사 속도 1°/min의 2θ-θ 연속 주사 방식으로 수행하였으며, 사용된 X-선 타겟의 파장은 Cu-Ka (λ =1.506 Å)이다. 측정한 회절 결과 자료를 바탕으로 Search-Match 프로그램을 이용하여 주요 광물을 동정하였다.
Table 2.
CaCO3 content and stable isotope compositions (δ13C and δ18O) of selected sediment samples (A, B, C, and D) at Site U1417
탄산염 입자의 미세 구조 및 구성 원소를 관찰하기 위해 탄산염 함량이 높은 2개의 시료(A와 C)를 이용하여 주사전자현미경(Scanning Electron Microscope, SEM, JCM-7000 Benchtop) 분석으로 탄산염의 표면과 미세 입자 구조를 관찰하였고, 에너지 분산형 X선 분광법(Energy Dispersive Spectroscopy, EDS) 검출기를 이용해 탄산염 입자의 구성 원소를 분석하였다.
탄산염 함량이 높은 시료(A와 C)와 낮은 시료(B와 D)에 포함된 탄산염의 탄소(δ13C) 및 산소(δ18O) 안정동위원소를 분석하였다. 벌크 퇴적물의 산소 및 탄소 동위원소는 일본 홋카이도 대학교(Hokkaido University)에서 Kiel IV 탄산염 전처리 시스템이 장착된 질량분석기(MAT253)을 이용하여 측정되었다. 결과는 표준 물질 NBS-19을 이용하여 V-PDB 표준으로 보정하였다. 분석의 정밀도는 δ13C 값은 ±0.03‰이며 δ18O 값은 ±0.05‰이다.
4. 연구 결과
정점 U1417 퇴적물의 탄산염 함량 변화는 Fig. 4에 나타나 있다. 코아 상부의 탄산염 함량 결과는 선상에서 분석된 시추보고서의 자료를 이용하였다(Jaeger et al. 2014a). Hole U1417D와 Hole 1417E의 중첩된 부분의 탄산염 함량은 큰 차이없이 거의 일치한다. 정점 U1417의 탄산염 함량은 0.5%-59.3% 사이로 큰 범위에서 변화하지만, 대부분의 퇴적물들은 약 5% 이하의 매우 낮은 탄산염 함량을 보인다(Fig. 4). 태평양 해저의 플라이스토세 후기 퇴적물에서 일반적으로 보고된 빙하기-간빙기의 함량 변화가 나타나지 않으며 지난 9 Ma 동안 특징적인 함량 변화가 관찰되지 않는다. 그러나 주기적이지 않지만 퇴적층에 20% 이상 높게는 60%에 가까운 탄산염 함량들이 무작위로 뚜렷하게 확인된다(Fig. 4).
Fig. 5는 퇴적물 구성 광물 분석으로 선택된 4개의 시료(A, B, C, D)에 대한 XRD 분석 결과를 보여준다. XRD 자료를 이용한 광물 동정 결과에 의하면, 모든 시료에서 전체적으로 쇄설성 광물(Quartz, Chlorite, Illite)들이 동일하게 발견된다. 시료 C의 광물 피크들은 다른 시료들에 비하여 상대적으로 낮게 나타난다. 그러나 탄산염 함량이 높은 시료(A와 C)에서는 방해석(Calcite) 피크가 뚜렷하게 관찰되지만, 탄산염 함량이 낮은 시료(B와 D)에서는 거의 관찰되지 않는다. 더불어 탄산염 광물 중 아라고나이트와 돌로마이트는 모든 시료에서 발견되지 않는다. 따라서 탄산염을 구성하는 광물은 대부분 방해석으로 해석된다.
탄산염 함량이 높은 2개의 시료(A와 C)에 대해 SEM-EDS 분석을 수행하였고, Fig. 6은 탄산염 함량이 가장 높은 시료 C의 분석 결과이다. 분석된 시료들 내에서는 일반적인 석회비늘편모조류나 유공충과 같은 생물기원 탄산염 화석은 발견되지 않았다. 관찰된 입자는 표면에 높은 규소와 알루미늄 함량을 보이는 쇄설성 혹은 화산 쇄설성 입자로 보인다(Fig. 6a). 또한 쇄설성 입자와 함께 높은 규소 함량을 보이는 규조각(diatom frustule)도 관찰된다(Fig. 6b). 이러한 쇄설성 입자의 표면과 규조각 내부의 높은 칼슘 함량은 해당 층에서 자생 기원의 탄산염 광물 형성을 보여주는 대표적인 양상이다. 또한 대부분의 자생 기원 탄산염 광물이 매우 세립하게 침전되었기 때문에 조립한 입자는 관찰되지 않았다.
정점 U1471에서 선택된 4개의 시료(A, B, C, D)에서 분석된 δ13C 값과 δ18O 값은 Table 2에 정리되어 있으며 Fig. 7에 도식화되었다. 탄산염 함량이 높은 시료(A, C)는 탄산염 함량이 낮은 시료(B, D)보다 δ13C 값은 더 낮은 반면에 δ18O 값은 더 높게 나타났다. 정점 U1471의 시료들의 δ13C 값은 일반적인 생물기원 탄산염 시료보다 낮으며 기존에 발표된 여러 지역에서 분석된 자생 무기탄산염 시료의 결과들과는 유사하다(Fig. 7).
Fig. 7.
Biplot of δ18O and δ13C values of four selected samples at IODP Site U1417 with those of foraminifera (NE Pacific; Kahn and Williams 1981) and methane-derived authigenic carbonate from other regions (Laptev Sea; Kravchishina et al. 2021, Gulf of Mexico; Feng et al. 2023, and Ulleung Basin; Kim et al. 2024)
5. 토 의
알라스카만에 형성된 서베이어 선상지 퇴적물의 탄산염 함량
알라스카만에 위치한 서베이어 선상지에서 시추한 정점 U1417 퇴적물의 탄산염 함량은 지난 9 Ma 동안 빙하기-간빙기 변화의 차이 없이 대부분 5% 미만의 매우 낮은 특징을 보인다(Fig. 8). 일반적으로 북태평양 심해퇴적물의 탄산염 함량은 빙하기 동안 증가하며 간빙기 동안 감소하는 경향이 나타나며, 이는 탄산염 보존도의 차이를 반영한다(예, Farrell and Prell 1991). 북태평양 해역에서는 석회비늘편모조류를 중심으로 한 석회질 플랑크톤에 의해 탄산염 생산이 지속적으로 유지된다(Ziveri et al. 2023). 그러나 연구 지역의 방해석 포화 수심(Calcite Saturation Depth)은 계절성을 보이지만 대체로 약 250 m 이내로 매우 얕게 위치하기 때문에(Feely et al. 2008), 아한대 북태평양에서는 생성된 탄산염의 최대 92%가 수심 500 m 이내에서 용해된다(Bishop and Wood 2008). 더불어 북태평양의 탄산염 보상 수심은 약 4,400 m로 알려져 있다(Dalvand et al. 2025). 서베이어 선상지에서 시추한 정점 U1417의 수심은 약 4,200 m로 탄산염 보상 수심에 가깝게 위치하여 탄산염의 보존이 매우 불량하며 빙하기-간빙기 주기에 따른 탄산염 함량의 변화를 기록하지 못하는 것으로 해석된다. XRD 분석을 통한 광물 동정 결과, 탄산염 함량이 높은 퇴적물에서 방해석이 뚜렷하게 관찰되며, 다른 탄산염 광물은 확인되지 않았다(Fig. 5). 탄산염 광물을 구성하는 성분은 생물기원 또는 자생기원의 탄산염을 모두 포함한다. 그러나, 주사전자현미경 분석을 통해 생물기원 탄산염 화석의 부재와 조립한 쇄설성 입자와 규조각 내부에 침전된 형태로 보존된 탄산염을 확인하여 자생 기원으로 해석하였다. 따라서 정점 U1417의 퇴적물은 대부분 매우 낮은 탄산염 함량을 유지하지만 매우 높은 탄산염 함량이 무작위로 나타나며 연구 지역이 안정적으로 탄산염을 보존하기 어려운 환경이지만 아마도 생물기원 탄산염 골격 물질의 침강 이외에 다른 작용인 자생 기원 탄산염이 탄산염 퇴적에 더 큰 기여를 한다.
Fig. 8.
Comparison of multi-proxy data from IODP Site U1417: (a) paleomagnetic polarity, (b) litholostratigraphic unit, (c) CaCO3 content (%), (d) abundance and preservation state of planktonic foraminifera, (e) abundance and preservation state of benthic foraminifera, (f) dissolved concentration of SO42- (mM) (g) dissolved concentration of CH4 (ppmv), (h) dissolved concentration of Ba2+ (μM). All data except for (c) are modified from Jaeger et al. (2014a). CaCO3 content (%) includes both previously published data (dark red; Jaeger et al. 2014a) and data obtained in this study (blue and green)
정점 U1417에서 시추된 퇴적물은 8개의 주요 퇴적상(F1: mud, F2: silt, F3: sand, F4: diamict, F5: ooze, F6: ash, F7: mixed sediments, F8: rock)이 세분화된 17개의 소퇴적상으로 구성된다(Jaeger et al. 2014a). 이들 퇴적상들은 부유입자의 침전 퇴적, 퇴적물 중력류, 빙하운동, 유기물 생산성의 변화, 화산 분출 그리고 대기를 통한 운반과정 등의 다양한 퇴적과정을 반영한다. 또한 Jaeger et al. (2014b)는 정점 U1417 시추퇴적물의 암층서 단위에서 퇴적상의 구성과 퇴적환경을 해석하였다. 정점 U1417의 시추퇴적물은 특징적인 퇴적상 조합에 의해 5개의 주요 암층서 단위(I to V)로 정의되었으며, 암층서 단위 I과 V는 추가적으로 12개의 소단위(IA, IB, VA to VJ)로 구분되었다(Fig. 8). 정점 U1417의 시추퇴적물은 마이오세 이후 지속적으로 다양한 퇴적 과정을 통해 퇴적되고 여러 퇴적상으로 구성된 시대적으로 다른 암층서 단위들을 구성한다(Fig. 8). 그러나, 본 연구에서 관찰된 탄산염 함량의 변화는 이러한 퇴적상과 암층서 단위의 변화와 뚜렷한 관계를 보이지 않으며, 특정 퇴적상에 의해 지배되는 경향도 확인되지 않는다. 따라서 정점 U1417 퇴적물의 탄산염 함량은 시대에 따른 퇴적물의 퇴적 과정과도 크게 관련이 없는 것으로 해석된다.
IODP Exp. 341 시추 동안 Hole U1417A-U1417D의 각 시추 코아의 최하부 퇴적물 시료의 >63 µm 분획과 >125 µm 분획에서 각각 저서성 유공충과 부유성 유공충을 관찰하고, 상대 풍부도를 D (> 30%), A (> 10–30%), F (> 5–10%), R (1–5%), P (< 1%), B(없음)로 구분하였다(Fig. 8; Jaeger et al. 2014a, 2014b). Hole U1417E의 퇴적물들은 반고화되고 분산되지 않아서 미화석 분석이 대부분 불가능하였다. 부유성 유공충은 Neogloboquadrina pachyderma가 우세하고 아북극종과 온대해역종으로 구성되었다. 부유성 유공충의 보존 상태는 불량에서 양호 사이에서 다양하게 변화하며 일반적으로 퇴적물 깊이가 증가하면서 보존상태는 감소한다. 부유성 유공충이 전혀 출현하지 않는 시료들은 아마도 퇴적물 내에서 유공충 각질이 속성작용에 의해 용해된 것을 시사한다. 조사된 퇴적물 시료(105개)의 50% 정도의 퇴적물 시료(52개)에서 저서성 유공충을 관찰하였지만 산출량은 매우 적으며 퇴적물 깊이에 따라 변화한다(Fig. 8). 저서성 유공충의 매우 낮은 산출량과 많은 퇴적물에서 미산출되는 것은 아마도 용해 또는 규산질 퇴적물 입자와 규조에 의한 희석 때문으로 해석된다. 또한, 부유성 유공충과 저서성 유공충의 산출 양상은 특정 분획 구간의 퇴적물 내의 풍부도를 의미하므로 상부 구간에서 유공충이 비교적 풍부하게 보이더라도, 이는 해당 입도 분획 내에서 상대적인 비율을 의미할 뿐 시료 전체의 탄산염 함량이 높다는 것을 의미하지 않는다. 실제로 Hole U1417A-U1417D에서 부유성 유공충과 저서성 유공충 산출 양상은 탄산염 함량의 변화와 뚜렷한 관계를 보이지 않는다. 따라서, 정점 U1417 퇴적물의 탄산염 함량은 생물기원 탄산염이 우세한 기여를 못하는 것으로 해석된다.
알라스카만에 형성된 서베이어 선상지 퇴적물의 탄산염 기원
북동태평양 알라스카만에 형성된 서베이어 선상지 퇴적물의 탄산염 함량 변화는 지난 9 Ma 동안 퇴적물의 퇴적 과정과 밀접한 관련이 없으며, 표층 해양의 생산성에 기인한 생물기원 탄산염의 증감을 기록하고 있지 않는다. 정점 U1417은 전반적으로 탄산염 함량이 낮은 퇴적물로 구성되었지만 10% 이상 60% 가까이 높은 탄산염 함량이 무작위로 보이는 구간의 탄산염 기원에 대하여 Zindorf et al. (2019)은 무기적으로 침전된 자생 탄산염을 제안하였다. 시추보고서에 발표된 정점 U1417 시추퇴적물의 공극수 분석 결과는 매우 특징적이다(Fig. 8; Jaeger et al. 2014a). 황산염 농도는 약 200 mbsf 까지 0.2 μM 수준으로 감소하며 약 640 mbsf 까지 최소 농도를 유지하다 이후 최하부에서 약 7 μM로 증가했다. 반면 메탄 농도는 퇴적층 대부분에서 측정되지 않다가 440–640 mbsf 구간에서 뚜렷하게 증가하였다. 바륨 이온 농도는 황산염 농도가 낮은 구간(200-600 mbsf)에서만 측정되었다. 정점 U1417에서 황산염 농도가 최소를 보이며 바륨 이온 농도가 측정되는 깊이 이하에서 높은 탄산염 함량이 무작위로 관찰된다. Zindorf et al. (2019)는 메탄 농도가 최하로 나타나는 구간에서만 무기탄산염의 침전을 보고하였지만, 이 연구에서는 메탄 농도가 측정되는 하부 구간에서도 매우 높은 탄산염 함량이 측정되었다(Fig. 8).
심해 해저환경에서 퇴적물이 퇴적된 이후 퇴적물에 포함된 유기물은 전자 수용체로 용존산소를 사용하는 호기성 산화에 의해 분해가 되며, 용존산소가 고갈된 이후에는 질산염 환원, 망간과 철의 환원, 황산염 환원(I) 등의 이화작용순서(catabolic sequence)에 따라 유기물 분해가 진행되며 이후 남은 유기물은 아세테이트 발효 과정(II) 및 이산화탄소 환원 과정(III)을 통해 메탄으로 전환된다(Froelich et al. 1979). 시추 보고서에서 발표된 퇴적물 공극수 분석 결과는 이화작용순서를 반영하여 황산염 농도 감소 이후 메탄 농도가 증가하며, 황산염 농도 감소 이후 즉시 메탄 농도가 감소하지 않는 것은 중정석(Barite)의 용해로 인해 황산염이 공급되기 때문으로 보고되었다(Jaeger et al. 2014a; Zindorf et al. 2019). 또한, 퇴적층에서 유기물 분해로 형성된 메탄은 상층의 황산염이 풍부한 해수와 만나 전자수용체로 황산염을 사용하는 박테리아 고세균(archaea) 공생체에 의해 메탄의 혐기성 산화 과정(IV)을 겪는다(Boetius et al. 2000). 이와 같이 퇴적물 공극수의 무산소 조건에서 발생하는 황산염의 환원, 메탄 생성, 메탄의 산화 반응에서 중탄산 이온이 형성되고 공극수 내의 알칼리도를 증가시켜 탄산 이온의 형성을 촉진한다. 탄산 이온은 공극수 내의 칼슘 이온과 마그네슘 이온 등과 결합하여 탄산염 광물로 침전될 수 있다(Soetaert et al. 2007; Pierre et al. 2016). 이와 같은 과정으로 형성되는 탄산염 광물은 일반적으로 메탄이 나타나는 전 구간에서 연속적으로 침전되는 것이 아니라, 공극수 이동 경로와 형성 환경, 황산염-메탄 전이대(Sulfate-Methan Transition Zone) 위치에 따라 국지적이고 불연속적으로 형성될 수 있다(Magalhães et al. 2012; Wang et al. 2022; Xu et al. 2023). 따라서 알라스카만에 형성된 서베이어 선상지의 시추 퇴적물에서 무작위로 관찰되는 높은 함량의 탄산염은 이러한 미생물 대사 과정과 화학 반응을 통해 퇴적 이후 무기적으로 형성된 것으로 해석된다.
해양 생물이 형성하는 탄산염은 해수의 용존 무기 탄소를 이용하여 골격을 형성하기 때문에 생물기원 탄산염의 δ13C 값은 해수의 δ13C 값(약 +1–+2‰)을 반영한다(Kroopnick 1985). 이 과정에서 발생하는 생물학적 분별 작용이나 종 간의 차이 등을 고려하더라도 이러한 영향은 제한적으로 작용하기 때문에 생물기원 탄산염의 δ13C 값은 대체로 –1–+4‰ 범위에 분포한다(Fig. 7; Kahn and Williams 1981). 반면 자생기원 탄산염은 퇴적물 내의 유기물이 분해되는 과정(I, II)에서 만들어진 중탄산 이온에 의해 형성된다. 표층 해양에서 광합성에 의해 형성되는 유기물은 상대적으로 가벼운 12C를 선호하는 동위원소 분별작용(isotope fractionation) 과정에 의해 생물기원 탄산염보다 훨씬 낮은 δ13C 값(약 -25–-20‰)을 가진다(Wong and Sackett 1978). 이러한 유기물이 분해하는 과정에서 발생한 중탄산염을 탄소원으로 사용하는 자생기원의 탄산염은 표층 해양에서 형성된 생물기원의 탄산염보다 훨씬 낮은 δ13C 값(약 -25–-18‰)을 가지게 된다(Lein 2004). 또한 메탄의 혐기성 산화(IV) 과정에서 형성된 자생기원 탄산염은 세균성 메탄(bacterial methane, 약 -110–-50‰; Whiticar 1999)과 열기원성 메탄(thermogenic methane, -50–-30‰: Sackett 1978)의 탄소를 반영하기 때문에 더 낮은 δ13C 값을 보인다. 랍테브해(Laptev Sea), 멕시코만(Gulf of Mexico), 울릉 분지에서 측정된 메탄 기원 탄산염의 측정된 δ13C 값 범위(약 -39.6–-18.3‰)는 정점 U1417 시료에서 측정된 δ13C 값과 매우 유사하다(Fig. 7; Lim et al. 2009; Kravchishina et al. 2021; Feng et al. 2023; Kim et al. 2024). 따라서 탄산염 함량이 높은 시료(A,C)와 낮은 시료(B, D) 모두 탄소 동위원소 값이 유사한 것은 동일한 탄소원인 메탄 기원의 영향을 시사한다.
탄산염 광물의 δ18O 값은 일반적으로 탄산염이 형성될 당시 해수의 δ18O 값과 수온에 민감하게 반응한다(McCrea 1950). 일반적으로 생물기원 탄산염은 표층 해수 조건에서 형성되어 주변 해수와 유사한 값(-1–2‰)을 가진다(Fig. 7; Kahn and Williams 1981: Bemis et al. 1998). 이에 반해 메탄의 환원 과정(IV)에서 발생하는 자생기원 탄산염의 δ18O 값은 생물기원의 탄산염보다 약간 높아 대략 +3–+6‰ 값을 가진다(Fig. 7). 황산염 환원과 메탄의 산화 과정에서 메탄의 탄소는 탄산염의 탄소로 공급되지만, 탄산염을 구성하는 산소는 주로 주변 공극수나 황산염에서 기원한다. 또한, 퇴적물 내에서 유기물 분해와 다양한 지화학 반응이 진행되는 동안 가벼운 산소를 포함한 물 분자가 우선적으로 반응하거나 확산되어 남아있는 공극수의 δ18O 값은 증가한다. 이렇게 18O가 농축된 공극수의 산소가 탄산염의 형성에 이용되며 자생기원 탄산염의 δ18O 값이 높아질 수 있다. 정점 U1417의 탄산염 함량이 높은 시료(A, C)의 δ18O 값은 탄산염의 산소가 메탄 형성 과정의 중탄산 이온이 포함된 것을 지시한다. 이 과정에서 자생 탄산염이 형성되는 정도에 따라 공극수의 산소동위원소 조성 역시 달라질 수 있으며, 탄산염 함량이 높은 시료(A, C)와 낮은 시료(B, D)의 동위원소적 차이를 설명한다.
정점 U1417의 200–440 m CCSF-B 구간은 공극수의 황산염과 메탄 농도가 모두 낮지만 이 구간에서 10% 이상의 탄산염 함량 다수 관찰된다(Fig. 8). 자생 탄산염의 형성은 공극수 내 황산염과 메탄의 단순한 농도 분포 보다는 메탄의 혐기적 산화 과정에서 생성되는 중탄산 이온과 이에 따라 증가한 알칼리도와 보다 직접적으로 관련된다(Blouet et al. 2021). 특히 인접한 325–425 m CCSF-B 구간이 선행연구에서 과거 황산염-메탄 전이대 또는 속성대(diagenetic front)와 관련된 지화학적 신호로 해석되었고, 시료 A와 C의 탄소 동위원소 값이 매우 유사한 것은 상부 고탄산염층 메탄 기원의 탄소에 영향을 받아 형성된 것으로 해석된다. 다만 이 연구는 제한된 시료 수의 분석 결과의 한계로 추가적인 시료 분석과 검증이 필요하다.
6. 결 론
IODP 341차 탐사 동안 알라스카만에 형성된 서베이어 선상지의 말단부에서 시추한 정점 U1417 코아 퇴적물의 탄산염 함량을 측정하고 선택된 시료의 탄산염 광물을 동정하고 원소 구성을 확인하며 탄산염의 안정동위원소를 측정하여 지난 9 Ma 동안의 탄산염 퇴적 역사를 복원하였다. 탄산염 함량은 대부분의 시료에서 5% 미만의 매우 낮은 함량을 유지하며 북태평양 해저의 플라이스토세 퇴적물에서 보고된 빙하기-간빙기의 함량 변화는 나타나지 않았다. 그러나 무작위로 탄산염 함량이 20–60% 사이의 높은 값을 보이는 구간들이 발견되었다. 탄산염 함량이 높은 시료(A, C)와 낮은 시료(B, D)에 대한 XRD 분석 결과에 의하면 탄산염 함량이 높은 시료에서 방해석이 뚜렷하게 동정되었다. 탄산염 함량이 높은 시료(A, C)의 SEM 분석 결과는 탄산염을 구성하는 생물기원 화석은 발견되지 않았고 쇄설성 혹은 화산쇄설성 입자의 표면 또는 규조각 내부 재결정된 탄산염이 코팅 또는 충진되어 있는 것을 확인하였다. 안정동위원소 분석 결과에 의하면 δ13C 값과 δ18O 값은 생물기원 탄산염의 동위원소값의 범위와 크게 다르고 메탄기원 무기 탄산염의 동위원소값의 범위에 포함된다. 따라서 알라스카만에 형성된 서베이어 선상지의 정점 U1417은 생물기원 탄산염을 안정적으로 보존하기 어려운 환경이며 메탄의 생성과 산화 과정에서 형성된 무기 탄산염이 무작위로 형성되어 보존되었다. 연구 지역의 탄산염 퇴적은 표층 해양의 탄산염 공급보다는 퇴적물 내부의 메탄 기원 탄산염 형성이 더 우세하며 장기적인 탄소 순환에 더 중요하게 기여한다.
