탄소 순환

3. 탄소 순환의 유형

탄소 순환은 지구의 화학적 진화와 열적 진화에 매우 중요한 역할을 하며, 기권, 지권, 수권, 생물권 사이에서 이루어진다. 탄소는 주로 수권에 많이 존재하지만, 기후 변동과 관련해서는 기권의 이산화 탄소가 더 중요한 의미를 가진다. 기권으로 탄소를 공급하는 주요 요인으로는 화산 분출, 유기 탄소의 융기, 화석 연료 연소, 침식, 생명체 호흡 등이 있으며, 지질 시대 동안에는 화산 분출이 가장 큰 영향을 미쳤다.

탄소 순환 개념은 앙투안 라부아지에(Antoine Lavoisier)와 조지프 프리스틀리(Joseph Priestley)에 의해 처음 설명되었고, 험프리 데이비(Humphry Davy)가 대중화했다.^[5] 전 지구적 탄소 순환은 다음과 같은 주요 탄소 저장소(탄소 풀) 사이의 상호 연결된 경로를 통해 이루어진다.^[6]

• 대기
• 육상 생물권
• 해양 (용존 무기 탄소, 생물 및 비생물성 해양 생물 포함)
• 퇴적물 (화석 연료, 담수 시스템, 비생물성 유기물 포함)
• 지구 내부 (맨틀 및 지각)

• 빠른 탄소 순환 (생물학적 순환): 주로 생물권 내에서 이루어지며, 비교적 짧은 시간(수년) 안에 완료된다. 대기, 육상 및 해양 생태계, 토양, 해저 퇴적물 사이에서 탄소가 이동하는 생지화학적 과정을 포함한다. 광합성, 식물의 성장과 분해 등이 여기에 해당하며, 기후 변화의 단기적 영향과 밀접한 관련이 있다.^{[33][34][35][36][37]}

• 느린 탄소 순환 (지질학적 순환): 주로 암석권을 통해 이루어지며, 완료되기까지 수백만 년이 걸릴 수 있다. 암석 순환의 일부로, 암석, 토양, 해양, 대기 사이에서 탄소를 이동시키는 중장기적인 지구화학적 과정을 포함한다. 암석의 풍화, 섭입, 화산 활동 등이 대표적이며, 특정 연도에 약 1천만~1억 톤의 탄소가 이 순환을 통해 이동한다.^[2][33][38]

3. 1. 빠른 탄소 순환

• 식물이 광합성을 통해 이산화탄소로부터 탄수화물을 합성하고 산소를 방출한다. 특히 숲에서 나무가 빠르게 성장할 때 많은 양의 이산화탄소를 흡수한다.
• 극지방 부근의 차가운 해수 표층은 더 많은 이산화탄소를 녹여낸다(용해 펌프 및 생물 펌프).
• 육지의 화학적 풍화 반응을 통해 탄산염 형태로 제거된다.^[128]
• 해양에서 탄산염 광물의 침강을 통해 제거된다.^[128]

• 식물과 동물의 호흡 과정에서 유기물이 분해되어 이산화탄소가 방출된다.
• 동물과 식물의 사체가 미생물(균류, 세균, 고세균)에 의해 분해(부패)될 때, 산소가 있으면 이산화탄소로, 산소가 없으면 메탄으로 탄소가 변환된다.
• 유기물의 연소 과정에서 탄소가 배출된다. 석탄, 석유, 천연가스 등 화석 연료의 연소는 지권에 수백만 년 동안 저장되었던 탄소를 대기로 방출하며, 이는 현재 대기 중 이산화탄소 농도 증가의 주요 원인으로 여겨진다.
• 석회암(주성분: 탄산 칼슘) 등이 물에 침식되거나 시멘트 생산 과정에서 가열될 때 이산화탄소가 발생한다.
• 해수 표층에서 대기로 이산화탄소가 방출된다. 특히 따뜻한 해역에서 용해도가 낮아져 방출되기 쉽다.
• 화산 활동을 통해 퇴적물 중 탄산염으로부터 이산화탄소가 대기로 방출된다.

• 독립 영양 생물(육상 식물, 해양 식물성 플랑크톤 등)은 대기나 물속의 이산화탄소를 이용하여 에너지원(주로 태양광)을 통해 유기 화합물을 생산한다(탄소 고정).
• 탄소는 생물권 내에서 종속 영양 생물에 의해 섭취되고 변환된다. 균류와 세균에 의한 발효나 부패(생물 유해, 배설물 분해)도 포함된다.
• 생물권에서 탄소는 주로 호흡을 통해 배출된다. 산소가 있는 환경에서는 호기성 호흡으로 이산화탄소를, 산소가 없는 혐기성 호흡 환경에서는 메탄을 주변 환경으로 방출한다.
• 분해되지 않은 탄소는 생물권에 남거나(이탄) 지권으로 이동한다. 탄산 칼슘으로 이루어진 산호나 조개껍데기 등은 퇴적되어 석회암이 된다.

이 과정은 매년 약 110억 톤의 탄소를 해양 내부로 이동시키며, 만약 생물 펌프가 없다면 대기 중 CO₂ 농도는 현재보다 약 400 ppm 더 높을 것으로 추정된다.

해수면에서 형성된 유기 및 무기 생물 물질(죽거나 죽어가는 생물, 배설물, 해양 눈 등)에 포함된 탄소는 해저로 가라앉는다. 표층에서는 식물성 플랑크톤이 광합성을 통해 용존 무기 탄소(DIC)를 유기 바이오매스로 전환한다. 이 유기 탄소는 동물성 플랑크톤에게 섭취되거나, 분변 펠릿 또는 다른 유기 잔해와 뭉쳐 더 크고 빠르게 가라앉는 응집체를 형성한다. 용존 유기 물질(DOM)은 박테리아에 의해 소비 및 호흡되거나, 난분해성 DOM은 심해로 혼합된다. 심해로 운반된 탄소는 소비 및 호흡되어 다시 DIC 형태로 거대한 심해 저장고로 돌아간다.

개별 식물성 플랑크톤 세포는 침강 속도가 느려(하루 약 1m) 해저 도달에 10년 이상 걸릴 수 있지만, 응집체를 형성하면 침강 속도가 훨씬 빨라져 며칠 만에 심해에 도달할 수 있다. 표층을 떠난 입자 중 약 1%만이 해저에 도달하여 소비, 호흡되거나 퇴적물에 매장된다. 이 과정은 유기 탄소를 표층에서 제거하고 심해에서 DIC로 되돌려 표층-심해 간 농도 기울기를 유지한다. 심해의 DIC는 열염 순환을 통해 수천 년에 걸쳐 대기로 돌아가지만, 퇴적물에 매장된 탄소는 느린 탄소 순환의 일부가 되어 수백만 년 동안 저장될 수 있다.

=== 바이러스의 역할 ===

바이러스는 먹이그물과 미생물 루프의 물질 순환과 에너지 흐름에 영향을 미쳐 빠른 탄소 순환의 "조절자" 역할을 한다. 바이러스는 세균을 용균시켜 생태계의 용존 유기 탄소(DOC) 풀에 기여한다. 지구 생태계 탄소 순환에 대한 바이러스의 평균 기여율은 8.6%로 추정되며, 해양(1.4%)보다는 육상(6.7%) 및 담수(17.8%) 생태계에서 기여율이 더 높다. 지난 2,000년, 특히 산업화 이후 인류 활동과 기후 변화는 탄소 순환에서 바이러스의 조절 역할을 변화시켜 왔다.^[72]

=== 수순환과 탄소 이동 ===

수순환 과정에서 탄소는 육상, 수계, 대기 사이를 이동한다.^[39]

• 빗방울은 대기 중 입자와 유기 증기를 흡수하여 유기 탄소와 무기 탄소를 지표면으로 운반한다.^[42][43]
• 육상 식물은 광합성으로 CO₂를 고정하고 호흡으로 방출한다.^[46] 낙엽과 뿌리 유기물은 토양 유기물을 형성한다.^[49][50][51]
• 물은 식생과 토양을 통과하며 용존 유기 탄소(DOC)와 용존 무기 탄소(DIC)를 흡수하여 하천과 지하수로 이동시킨다.^[52][53][54]
• 강과 하천에서는 유기 탄소가 분해되어 CO₂ 형태로 대기로 방출된다. 이는 육상 생물권이 연간 격리하는 탄소량과 비슷한 규모이다.^[57][58][59]
• 호수, 저수지, 범람원은 탄소를 저장하지만 대기로 CO₂를 방출하기도 한다.^[62][59] 메탄 생성도 활발하다.^[63]
• 하구는 전 세계적으로 CO₂ 방출원으로 작용한다.^[66]
• 연안 습지는 블루 카본을 저장하고 수출하며,^[67][68][69] 강과 비슷한 규모의 CO₂를 방출하는 것으로 추정된다.^[70]
• 대륙붕과 대양은 일반적으로 대기에서 CO₂를 흡수한다.^[66]

하천은 육지에서 침식된 물질과 순생산량(주로 DOC 및 입자성 유기탄소(POC) 형태)을 해양으로 운반하는 주요 통로이다.^[73] 운반 과정에서 DOC 일부는 산화되어 대기로 되돌아가며("탄소 탈기"),^[74][75] 나머지는 DIC와 함께 해양으로 배출된다.^[76] 2015년 전 세계 하천의 무기 및 유기 탄소 배출량은 각각 0.50~0.70 Pg C y^-1 및 0.15~0.35 Pg C y^-1로 평가되었다. 반면에 POC는 오랜 기간 동안 퇴적물에 매몰될 수 있으며, 연간 전 세계 육상에서 해양으로의 POC 유출량은 0.20 (+0.13,-0.07) Gg C y^-1로 추정되었다.^[72]

3. 2. 느린 탄소 순환

탄소 순환에는 빠른 순환과 느린 순환이 있다. 빠른 순환은 생물권에서 작동하고 느린 순환은 암석에서 작동한다. 느린 순환 또는 지질학적 순환은 맨틀 깊숙이까지 확장될 수 있으며 완료하는 데 수백만 년이 걸릴 수 있고, 지구의 지각을 통해 암석, 토양, 해양, 대기 사이에서 탄소를 이동시킨다.^[2]

느린(또는 심층) 탄소 순환은 암석 순환에 속하는 중장기적인 지구화학적 과정을 포함한다. 해양과 대기 사이의 교환은 수세기가 걸릴 수 있으며, 암석의 풍화 작용은 수백만 년이 걸릴 수 있다. 지질학적 탄소 순환은 지구 탄소 순환의 다른 부분에 비해 느리게 작동하며, 대기 중 탄소량, 따라서 지구 온도를 결정하는 가장 중요한 요인 중 하나이다.^[30]

지구상의 대부분의 탄소는 지구의 지권에 비활성 상태로 저장되어 있다.^[10] 지구 맨틀에 저장된 탄소의 상당 부분은 지구가 형성될 때 저장되었고,^[31] 그중 일부는 생물권에서 유기 탄소 형태로 퇴적되었다.^[32] 지권에 저장된 탄소 중 약 80%는 해양 유기체의 껍질에 저장된 탄산칼슘의 퇴적에 의해 형성된 석회암과 그 유도체이다. 나머지 20%는 높은 열과 압력 하에서 육상 유기체의 퇴적과 매몰을 통해 형성된 케로젠으로 저장된다. 지권에 저장된 유기 탄소는 수백만 년 동안 그곳에 남아 있을 수 있다.^[30]

느린 탄소 순환의 주요 과정은 다음과 같다.

• 풍화와 침전: 이산화 탄소가 녹아 약한 산성을 띤 빗물이 대륙의 암석(특히 규산염 광물)과 반응하여 칼슘(Ca²⁺)이나 나트륨(Na⁺) 같은 금속 이온을 녹여낸다. 이 과정에서 이산화 탄소는 중탄산 이온(HCO₃^-) 형태로 변하며 강물을 통해 바다로 운반된다.
• 화학적 풍화 반응: CaSiO₃ + 2CO₂ + 3H₂O → Ca²⁺ + 2HCO₃^- + H₄SiO₄
• 바다에서 칼슘 이온과 중탄산 이온은 반응하여 탄산칼슘(CaCO₃) 앙금을 만들고 해저에 쌓여 석회암과 같은 탄산염 암석을 형성한다. 이 과정에서 이산화 탄소 일부는 다시 대기로 돌아간다.
• 앙금 생성 반응: Ca²⁺ + 2HCO₃^- → CaCO₃ + CO₂ + H₂O
• 섭입과 화산 활동: 해양판 위에 쌓인 석회암은 섭입대에서 판구조론에 의해 지구 내부 맨틀로 들어간다. 깊은 곳의 높은 압력과 열에 의해 석회암은 다른 규산염 광물과 반응하여 이산화 탄소를 방출한다.
• 변성 반응 예시: SiO₂ + CaCO₃ → CaSiO₃ + CO₂
• 이 이산화탄소는 화산 작용이나 열점 활동을 통해 다시 대기와 해양으로 배출된다.^[31]
• 유기 탄소의 융기와 산화: 과거 지질 시대에 퇴적되어 지하 깊은 곳에 묻힌 유기 탄소(화석)는 조산 운동으로 지표로 융기할 수 있다. 이 유기 탄소가 대기 중 산소와 반응하여 산화되면 이산화 탄소가 대기로 유입된다.

해양의 탄소는 해저로 침전되어 퇴적암을 형성하고 섭입되어 맨틀로 들어갈 수 있다. 조산 운동 과정은 이러한 지질학적 탄소를 지구 표면으로 되돌린다. 그곳에서 암석이 풍화되고, 탈가스에 의해 탄소가 대기로, 강을 통해 해양으로 돌아간다. 다른 지질학적 탄소는 열수 배출을 통해 칼슘 이온으로 해양으로 돌아간다. 특정 연도에 1천만~1억 톤의 탄소가 이 느린 순환을 통해 이동한다. 여기에는 화산이 이산화탄소 형태로 지질학적 탄소를 대기로 직접 되돌리는 것이 포함된다. 그러나 이것은 화석 연료 연소로 대기 중에 배출되는 이산화탄소의 1% 미만이다.^[2][33][38] 인간은 화석 연료 형태의 케로젠을 직접 추출하여 연소함으로써 저장된 탄소를 대기로 배출하기도 한다.
심부 탄소 순환느린 탄소 순환의 일부인 심부 탄소 순환은 대기, 지상 생물권, 해양, 지권을 통한 비교적 빠른 탄소 이동만큼 잘 이해되지는 않았지만 중요한 과정이다. 이 순환은 지구 표면과 대기 중 탄소의 이동과 밀접하게 연결되어 있으며, 탄소를 지구 내부로 되돌려 생명체가 존재하는 데 필요한 환경을 유지하는 데 중요한 역할을 한다. 만약 이 과정이 없다면 탄소는 대기에 남아 장기간에 걸쳐 매우 높은 수준으로 축적될 것이다.

지구 맨틀에는 지구 표면 탄소보다 약 1,000배 많은 탄소가 존재할 것으로 추정된다. 하부 맨틀(지구 깊이 660km~2891km)과 핵(깊이 2891km~6371km)의 탄소 과정은 직접 관찰하기 어렵지만, 실험실 연구와 지진학 등을 통해 이해를 넓혀가고 있다.

탄소는 주로 해양 지각의 탄산염 퇴적물 형태로 섭입 과정을 통해 맨틀로 유입된다. 2011년 브라질 주이나 지역의 초심도 다이아몬드 분석 연구는 현무암질 해양 암권 조각이 탄소를 하부 맨틀까지 운반하는 주요 메커니즘임을 시사했다. 이렇게 섭입된 탄산염은 하부 맨틀의 규산염과 상호 작용하여 다이아몬드를 형성할 수 있다.

맨틀로 내려간 탄산염은 다이아몬드 외에 다른 운명을 맞기도 한다. 실험 결과, 맨틀 깊이에 따라 마그네사이트, 시데라이트, 다양한 종류의 흑연 등이 생성될 수 있다. 특히 마그네사이트는 높은 녹는점 때문에 맨틀 대부분에서 가장 안정한 탄산염 상으로 여겨진다. 탄산염은 맨틀로 내려가면서 환원되어 흑연과 같은 원소 형태로 존재하게 된다.

다형성은 맨틀 깊이에 따라 탄산염 화합물의 안정성을 변화시킨다. 핵-맨틀 경계 근처의 고압 환경에서는 탄소가 산소와 사면체(tetrahedral) 구조로 결합하는 탄산염 형태(sp₃ 혼성 궤도)가 더 안정적일 수 있다. 이러한 사면체 구조는 중합체 네트워크를 형성할 수 있어 탄산염 용융물의 점도를 높이고, 이로 인해 많은 양의 탄소가 맨틀 깊숙이 퇴적될 수 있다.

맨틀에 오랜 시간 머물던 탄소는 감압 용융이나 맨틀 플룸을 통해 다시 암권으로 돌아오는 탄소 방출 과정을 거친다. 상승하는 과정에서 탄소는 산화되어 화산 활동을 통해 이산화탄소(CO₂) 형태로 방출된다.

지구 핵에도 상당량의 탄소가 존재할 가능성이 제기된다. 내핵을 통과하는 전단파(S파)의 속도가 예상보다 느린데, 이는 핵에 탄소를 포함한 가벼운 원소가 존재함을 시사한다. 다이아몬드 앤빌 셀 실험 결과, 시멘타이트(Fe₇C₃)가 내핵의 파속도 및 밀도와 일치하는 것으로 나타나, 지구 전체 탄소의 상당 부분(최대 67%까지 추정)이 핵에 존재할 수 있다는 주장이 제기되었다. 아직 핵에 저장된 탄소의 정확한 양은 알 수 없지만, 철 탄화물의 존재가 일부 지구물리학적 관측 결과를 설명할 수 있다는 연구가 진행 중이다.

4. 탄소 순환과 기후 변화

탄소 순환은 지구의 기후 변화와 밀접하게 연관되어 있으며, 특히 대기 중 탄소 농도 변화는 지구 온난화의 주요 원인으로 지목된다. 대기 중 탄소는 주로 이산화 탄소(CO₂)와 메탄(CH₄) 형태로 존재하며, 이들은 지구 표면에서 방출되는 열을 흡수하여 온실 효과를 일으킨다.^[10] 메탄은 이산화탄소보다 단위 부피당 온실 효과가 더 크지만, 대기 중 농도가 훨씬 낮고 수명이 짧아 전체적인 기여도는 이산화탄소가 더 크다.^[11]

5. 탄소 격리 (탄소 포집 및 저장)

탄소 포집 및 저장(Carbon Capture and Storage, CCS)이란 이산화탄소를 포함한 탄소를 저장함으로써 온실가스인 이산화탄소의 배출량을 줄이는 방법이다.^[133]

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