고해양학

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1. 개요

고해양학은 과거 해양 환경을 연구하는 학문으로, 퇴적물 코어, 지구화학적 프록시, 화석 등을 활용하여 해수면 온도, 심해 수온, 염분, 해양 순환, 산성도 변화 등을 추론한다. 연구 방법으로는 산소 동위원소 비율, 마그네슘/칼슘 비율, 알케논, 붕소 동위원소 비율, 탄소 동위원소 비율 등이 사용되며, 이를 통해 과거 기후 변화와 해양 환경의 진화를 밝히는 데 기여한다.

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고해양학
고해양학
학문 분야	지질학, 해양학
관련 학문	기후학, 고기후학, 지구화학, 지형학, 고생물학, 퇴적학
세부 분야
연구 분야	고기후 모델링 지구화학적 프록시 퇴적물 코어 분석
연구 대상	해수면 변화 해류 변화 해양 생산성 변화 해양 무산소 사건 빙하기 주기 밀란코비치 주기 지구 탄소 순환 해양 산성화
주요 연구 방법
지구화학적 분석	안정 동위원소 분석 미량 원소 분석 유기 지화학 분석
생물학적 분석	미화석 분석 (유공충, 규조류, 방산충 등) 고생물 군집 분석
퇴적학적 분석	퇴적 구조 분석 입도 분석 광물 조성 분석
중요성
중요성	과거 해양 환경 변화를 이해하고 미래 기후 변화 예측에 기여
활용 분야	기후 변화 연구 해양 자원 탐사 환경 변화 예측
관련 인물
주요 학자	니콜라스 섀클턴 월리스 브로커 하트무트 하인리히
관련 기관
연구 기관	국립해양조사원 한국해양과학기술원 극지연구소
기타
추가 정보	고기후학과 밀접한 관련이 있으며, 지구 시스템 과학의 중요한 분야임

2. 연구 방법 및 자료

고해양학은 프록시 방법을 사용하여 과거 해양의 상태와 변화를 연구한다. 알케논, 동위원소, 미량 금속과 같은 지구화학적 프록시 도구와 화석, 껍질(테스트)이 풍부한 퇴적물 코어가 연구에 활용된다.^[1]

2. 1. 지구화학적 프록시

고해양학은 세계 해양의 과거 상태와 진화를 추론하는 방법으로 프록시 방법을 사용한다. 몇 가지 지구화학적 프록시 도구에는 장쇄 유기 분자(예: 알케논), 안정 및 방사성 동위원소, 미량 금속이 포함된다.^[1]

2. 2. 퇴적물 코어

고해양학 분야는 퇴적학 및 고생물학과 밀접한 관련이 있으며, 화석과 껍질(테스트)이 풍부한 퇴적물 코어도 연구에 유용하게 사용된다.^[1]

퇴적물 기록은 과거에 대해 많은 것을 알려주고 미래를 추론하는 데 도움을 줄 수 있다. 고해양학은 1930년대와 그 이전으로 거슬러 올라가는 연구가 있을 정도로 새로운 분야는 아니다.^[11] 현대적 시간 척도 재구성 연구는 퇴적물 코어 스캔 방법을 사용하여 발전해왔다. 이러한 방법들은 남극의 빙하 코어 기록과 유사한 연구를 가능하게 했다.^[12] 이러한 기록은 고생산성 방법, 예를 들어 전체 규조류의 풍부도를 측정하는 방법을 사용하여 특정 시점에 존재하는 유기체의 상대적 풍부도에 대한 정보를 제공할 수 있다.^[13] 또한 Deschamps et al.이 Chukchi-Alaskan 및 Canadian Beaufort Margins의 퇴적물 기록 연구를 통해 설명한 바와 같이, 기록은 과거의 기상 패턴과 해양 순환에 대한 정보를 제공할 수 있다.^[14]

2. 3. 빙하 코어

퇴적물 기록은 과거에 대해 많은 것을 알려주고 미래를 추론하는 데 도움을 줄 수 있다. 고해양학 분야는 1930년대와 그 이전으로 거슬러 올라가는 연구가 있을 정도로 새로운 분야는 아니다.^[11] 현대적 시간 척도 재구성 연구는 퇴적물 코어 스캔 방법을 사용하여 발전해왔다. 이러한 방법들은 남극의 빙하 코어 기록과 유사한 연구를 가능하게 했다.^[12] 이러한 기록은 고생산성 방법, 예를 들어 전체 규조류의 풍부도를 측정하는 방법을 사용하여 특정 시점에 존재하는 유기체의 상대적 풍부도에 대한 정보를 제공할 수 있다.^[13] 또한 Deschamps et al.이 Chukchi-Alaskan 및 Canadian Beaufort Margins의 퇴적물 기록 연구를 통해 설명한 바와 같이, 기록은 과거의 기상 패턴과 해양 순환에 대한 정보를 제공할 수 있다.^[14]

3. 과거 해수면 온도 (SST)

과거 해수면 온도(SST)는 심해 퇴적물 코어에서 추출한 산소 동위원소 비율, 플랑크톤 껍질의 마그네슘/칼슘(Mg/Ca) 비율, 알케논 같은 유기 분자, 해수면 근처 열대 산호와 연체동물 껍질 등을 통해 파악할 수 있다.^[2] 이러한 지표들은 지구 기후 변화를 이해하는 데 중요한 정보를 제공한다.

3. 1. 산소 동위원소 비율 (δ¹⁸O)

해수면 온도(SST) 기록은 산소 동위원소 비율과 플랑크톤의 껍질 분비물에서 마그네슘 대 칼슘(Mg/Ca)의 비율, 알케논과 같은 긴 사슬 유기 분자, 해수면 근처의 열대 산호, 연체동물 껍질을 사용하여 심해 퇴적물 코어에서 추출할 수 있다.^[2]

산소 동위원소 비율(δ¹⁸O)은 온도에 따른 동위원소 비율의 영향 때문에 해수면 온도를 재구성하는 데 유용하다. 플랑크톤은 껍질을 만들 때 산소를 흡수하며, 해수와 열역학적 평형을 이루는 경우 따뜻한 물에서 형성될 때 δ¹⁸O가 덜 농축된다.^[3] 이러한 껍질이 침전되면 가라앉아 해저에 퇴적물을 형성하며, 이 퇴적물의 δ¹⁸O를 사용하여 과거 해수면 온도를 추론할 수 있다.^[4] 그러나 산소 동위원소 비율은 완벽한 대리 지표는 아니다. 대륙 빙상에 갇힌 얼음의 양은 δ¹⁸O에 영향을 미칠 수 있다. 낮은 δ¹⁸O 값을 특징으로 하는 담수가 대륙 빙상에 갇히게 되므로 빙하기 동안 해수 δ¹⁸O가 증가하고 이 시기에 형성된 방해석 껍질은 더 큰 δ¹⁸O 값을 갖게 된다.^[5]^[6]

3. 2. 마그네슘/칼슘 비율 (Mg/Ca)

해수면 온도(SST) 기록은 플랑크톤 껍질 분비물에서 마그네슘 대 칼슘(Mg/Ca) 비율을 사용하여 심해 퇴적물 코어에서 추출할 수 있다.^[2]

마그네슘이 CaCO₃ 껍질에서 칼슘을 대신하는 것은 껍질이 형성된 SST의 대리 지표로 사용될 수 있다. Mg/Ca 비율은 온도 외에도 생명 작용, 껍질 청소, 사후 및 퇴적 후 용해 효과 등 여러 다른 영향을 미치는 요인이 있다.^[2] Mg/Ca 비율은 마지막 빙하기 동안 발생한 열대 냉각을 성공적으로 정량화했다.^[7]

고고해양학에서 심해 온도 변화를 추정하는 데 가장 일반적으로 사용되는 지표는 저서성 유공충과 갑각류의 Mg/Ca 비율이다. Mg/Ca 비율로부터 추정된 온도는 후기 플라이스토세 빙하기 동안 심해의 최대 3°C 냉각을 확인했다.^[2] 리어 외 [2002]의 연구는 9곳에서 최대 6종의 서로 다른 저서성 유공충(위치에 따라 다름)을 사용하여 다양한 깊이의 저층 수온을 Mg/Ca 비율에 맞게 조정했다.^[9] 이들이 발견한 Mg/Ca 비율의 저층 수온을 보정하는 방정식은 다음과 같다.

:

\mathrm{Mg/Ca} = 0.867 \pm 0.049*\exp(0.109 \pm 0.007*\mathrm{BWT}):

여기서 Mg/Ca는 저서성 유공충에서 발견되는 Mg/Ca 비율이고, BWT는 저층 수온이다.^[10]

3. 3. 알케논

알케논은 광합성 조류가 생성하는 긴 사슬의 복잡한 유기 분자이다. 이들은 온도에 민감하며 해양 퇴적물에서 추출할 수 있다. 알케논을 사용하면 해수면 온도(SST)와 조류 사이의 보다 직접적인 관계를 나타내며, CaCO₃ 연구에 필요한 생물학적 및 물리-화학적 열역학적 관계를 알 필요가 없다.^[8] 알케논은 광합성의 산물이므로 상부 표층의 햇빛 속에서 형성되어 표면 근처의 SST를 더 잘 기록한다.^[2]

4. 심해 수온

고고해양학에서는 저서성 유공충과 갑각류의 Mg/Ca (마그네슘/칼슘) 비율을 이용하여 심해 온도 변화를 추정한다. Mg/Ca 비율로 추정한 온도에 따르면, 후기 플라이스토세 빙하기 동안 심해는 최대 3°C 냉각되었다.^[2]

4. 1. 저서성 유공충 및 갑각류의 Mg/Ca 비율

고고해양학에서 심해 온도 변화를 추정하는 데 가장 일반적으로 사용되는 지표는 저서성 유공충과 갑각류의 Mg/Ca 비율이다. Mg/Ca 비율로부터 추정된 온도는 후기 플라이스토세 빙하기 동안 심해의 최대 3°C 냉각을 확인했다.^[2] 주목할 만한 연구로는 리어 외 [2002]의 연구가 있는데, 이들은 9곳에서 최대 6종의 서로 다른 저서성 유공충(위치에 따라 다름)을 사용하여 다양한 깊이의 저층 수온을 Mg/Ca 비율에 맞게 조정했다.^[9] 저자들은 Mg/Ca 비율의 저층 수온을 보정하는 다음의 지수 함수 형태의 방정식을 발견했다.

:

\mathrm{Mg/Ca} = 0.867 \pm 0.049*\exp(0.109 \pm 0.007*\mathrm{BWT})

여기서 Mg/Ca는 저서성 유공충에서 발견되는 Mg/Ca 비율이고, BWT는 저층 수온이다.^[10]

5. 염분

염분은 과거 기록에서 추정하기 어려운 값이다. 코어 기록에서 중수소 과잉은 산소 동위원소보다 해수면 염분에 대한 더 나은 추론을 제공할 수 있다.^[15] 북대서양은 염분 농도가 더 높아지고 아열대 인도양과 태평양은 염분 농도가 낮아지면서 전 세계적인 물 순환과 해양의 염분 균형에 변화가 있었다.^[16]^[17] 물 순환의 변화와 함께 염분 및 할로클라인의 수직 분포에도 변화가 있었다.^[18] 대량의 담수 유입과 염분 변화 또한 해빙 면적 감소에 기여할 수 있다.^[19]

5. 1. 중수소 과잉

염분은 고기록에서 추정하기가 더 어려운 양이다. 코어 기록에서 중수소 과잉은 산소 동위원소보다 해수면 염분에 대한 더 나은 추론을 제공할 수 있으며, 규조류와 같은 특정 종은 특정 염분 환경에 국한된 규조류의 상대적 풍부도 때문에 반정량적 염분 기록을 제공할 수 있다.^[15] 북대서양은 염분 농도가 더 높아지고 아열대 인도양과 태평양은 염분 농도가 낮아지면서 전 세계적인 물 순환과 해양의 염분 균형에 변화가 있었다.^[16]^[17] 물 순환의 변화와 함께 염분 및 할로클라인의 수직 분포에도 변화가 있었다.^[18] 대량의 담수 유입과 염분 변화 또한 해빙 면적 감소에 기여할 수 있다.^[19]

5. 2. 규조류

염분은 과거 기록에서 추정하기 더 어려운 값이다. 코어 기록에서 중수소 과잉은 산소 동위원소보다 해수면 염분에 대한 더 나은 추론을 제공할 수 있으며, 규조류와 같은 특정 종은 특정 염분 환경에 국한된 규조류의 상대적 풍부함 때문에 반정량적 염분 기록을 제공할 수 있다.^[15] 북대서양은 염분 농도가 더 높아지고 아열대 인도양과 태평양은 염분 농도가 낮아지면서 전 세계적인 물 순환과 해양의 염분 균형에 변화가 있었다.^[16]^[17] 물 순환의 변화와 함께 염분 및 할로클라인의 수직 분포에도 변화가 있었다.^[18] 대량의 담수 유입과 염분 변화 또한 해빙 면적 감소에 기여할 수 있다.^[19]

6. 해양 순환

과거 해양 순환과 그 변화를 추론하기 위해 탄소 동위원소 비율, 카드뮴/칼슘(Cd/Ca) 비율, 프로트악티늄/토륨 동위원소(²³¹Pa 및 ²³⁰Th), 방사성 탄소 활성도(δ¹⁴C), 네오디뮴 동위원소(¹⁴³Nd 및 ¹⁴⁴Nd), 그리고 정렬 가능한 미세토(심해 퇴적물의 10~63 μm 사이의 비율) 등 여러 프록시 방법이 사용되어 왔다.^[2]

이러한 프록시들은 모두 열염 순환의 자오선 역전 순환의 행동을 추론하는 데 유용하다.^[2] 예를 들어, McManus 외 [2004]는 프로트악티늄/토륨 동위원소(²³¹Pa 및 ²³⁰Th)를 사용하여 대서양 자오선 역전 순환이 마지막 빙하기 동안 거의 (또는 완전히) 멈췄음을 보여주었다.^[22]

6. 1. 탄소 동위원소 비율 (δ¹³C) 및 카드뮴/칼슘 비율 (Cd/Ca)

탄소 동위원소 비율 및 카드뮴/칼슘(Cd/Ca) 비율은 그 비율의 변동성이 부분적으로 심층수 화학의 변화에 기인하기 때문에 과거 해양 순환과 그 변화를 추론하는 데 사용된다. 이는 다시 심층수 형성의 근원과 관련이 있다.^[20]^[21] 그러나 이러한 비율은 생물학적, 생태학적, 지구화학적 과정의 영향을 받아 순환 추론을 복잡하게 만든다. 탄소 동위원소 비율 및 카드뮴/칼슘 비율 외에도 프로트악티늄/토륨 동위원소(²³¹Pa 및 ²³⁰Th), 방사성 탄소 활성도(δ¹⁴C), 네오디뮴 동위원소(¹⁴³Nd 및 ¹⁴⁴Nd), 그리고 정렬 가능한 미세토(심해 퇴적물의 10~63 μm 사이의 비율)도 열염 순환의 자오선 역전 순환의 행동을 추론하는 데 사용된다.^[2]

6. 2. 프로트악티늄/토륨 동위원소 (²³¹Pa/²³⁰Th)

프로트악티늄/토륨 동위원소(²³¹Pa 및 ²³⁰Th)는 과거 해양 순환과 그 변화를 추론하는 데 사용되는 프록시 방법 중 하나이다.^[2] McManus 외 [2004]는 이 동위원소 비율을 이용하여 열염 순환의 자오선 역전 순환이 마지막 빙하기 동안 거의 (또는 완전히) 멈췄음을 보여주었다.^[22]²³¹Pa와 ²³⁰Th는 모두 해수 내 용해된 우라늄의 방사성 붕괴로부터 생성된다. ²³¹Pa는 ²³⁰Th보다 더 오랫동안 수주(water column) 내에 남아 있을 수 있는데, ²³¹Pa의 체류 시간은 ~100–200년인 반면, ²³⁰Th는 ~20–40년이다.^[22]

오늘날의 대서양과 현재의 역전 순환에서 ²³⁰Th는 짧은 체류 시간으로 인해 남극해로의 이동이 최소화되고, ²³¹Pa의 이동은 높다. 이로 인해 33N 57W, 깊이 4.5km 지점에서 McManus 외 [2004]가 발견한 코어에서 ²³¹Pa / ²³⁰Th 비율이 비교적 낮게 나타난다.

빙하기 동안 (가설에 따르면) 역전 순환이 멈추면, ²³¹Pa가 남극해로 제거되지 않아 ²³¹Pa / ²³⁰Th 비율이 높아진다. McManus 외 [2004]는 또한 영거 드라이아스 사건 동안 ²³¹Pa / ²³⁰Th 비율이 약간 상승한 것을 언급했는데, 이 사건은 기후 역사에서 역전 순환이 약화된 것으로 여겨지는 또 다른 기간이다.^[22]

6. 3. 정렬 가능한 미세토 (10~63 μm)

탄소 동위원소 비율, 카드뮴/칼슘(Cd/Ca) 비율, 프로트악티늄/토륨 동위원소(²³¹Pa 및 ²³⁰Th), 방사성 탄소 활성도(δ¹⁴C), 네오디뮴 동위원소(¹⁴³Nd 및 ¹⁴⁴Nd)와 함께, 정렬 가능한 미세토(심해 퇴적물의 10~63 μm 사이의 비율)는 과거 해양 순환과 그 변화를 추론하기 위해 사용되는 프록시 방법 중 하나이다.^[2] 탄소 동위원소와 카드뮴/칼슘 비율 프록시는 그 비율의 변동성이 부분적으로 심층수 화학의 변화에 기인하기 때문에 사용되며, 이는 다시 심층수 형성의 근원과 관련이 있다.^[20]^[21] 그러나 이러한 비율은 생물학적, 생태학적, 지구화학적 과정의 영향을 받아 순환 추론을 복잡하게 만든다.

7. 산성도, pH 및 알칼리도

붕소 동위원소 비율(δ¹¹B)은 최근은 물론 수천 년 규모의 해양 산성도, pH, 알칼리도의 변화를 추론하는 데 사용될 수 있으며, 이는 주로 대기 중 CO₂ 농도와 해양의 탄산 수소염 이온 농도에 의해 영향을 받는다.^[23] δ¹¹B는 플랑크톤 껍질을 통해 지난 수백만 년 동안 대기 중 CO₂ 농도의 간접적인 지표로 사용될 수 있다.^[24]

7. 1. 붕소 동위원소 비율 (δ¹¹B)

붕소 동위원소 비율(δ¹¹B)은 최근은 물론 수천 년 규모의 해양 산성도, pH, 알칼리도의 변화를 추론하는 데 사용될 수 있으며, 이는 주로 대기 중 CO₂ 농도와 해양의 탄산 수소염 이온 농도에 의해 영향을 받는다. δ¹¹B는 남서 태평양의 산호에서 해양 pH에 따라 변동하는 것으로 확인되었으며, 태평양 십년 진동(PDO)과 같은 기후 변동성이 대기 중 CO₂ 농도 증가로 인한 해양 산성화의 영향을 조절할 수 있음을 보여준다.^[23] 플랑크톤 껍질 내 δ¹¹B는 지난 수백만 년 동안 대기 중 CO₂ 농도의 간접적인 지표로 사용될 수 있다.^[24]

8. 한반도 주변 해역의 고해양 연구

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참조

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