지구화학

3. 주요 분야

지구화학은 연구 대상과 방법에 따라 다양한 하위 분야로 나뉜다. 초기 지구화학은 암석, 광물, 마그마와 같은 고체 지구 물질을 주로 다루었으나, 점차 연구 범위가 확장되어 오늘날에는 수권, 대기권, 생물권까지 포함하는 지구 시스템 전체의 화학적 과정을 이해하고자 한다.^[1] 특히 지구 환경 문제와의 관련성이 커지면서 연구의 중요성이 더욱 부각되고 있다.

지구화학의 주요 하위 분야는 다음과 같다.^[7]

• 고전적 지구화학: 화산학, 암석학, 광물학과 관련된 분야로, 주로 지각, 맨틀 등 고체 지구 물질의 원소 및 광물 분포와 이동을 연구한다.
• 수문지구화학: 지하수, 하천, 호수, 해양 등 수권의 화학적 조성을 연구하며, 물과 암석의 상호작용, 유역 내 원소 이동 등을 다룬다.^[8]
• 생지구화학: 생물이 지구의 화학적 과정에 미치는 영향과 역할을 연구하는 분야이다.^[9] 블라디미르 베르나츠키는 이 분야의 기초를 다진 초기 연구자 중 한 명이다.
• 우주화학: 우주 전체에서 원소와 그 동위원소의 분포 및 기원을 분석한다.^[10]
• 동위원소 지구화학: 원소와 그 동위원소의 상대적 및 절대적 농도를 측정하여, 물질의 이동 경로 추적, 연대 측정 등에 활용한다.^[11]
• 유기 지구화학: 생명체에서 유래했거나 유래했을 가능성이 있는 유기 화합물의 역할과 과정을 연구한다.^[12]
• 광화학: 지구 표면의 자연 환경에서 빛에 의해 유도되는 화학 반응을 연구한다.^[13]
• 지역 지구화학: 특정 지역을 대상으로 환경 평가, 수문학적 연구, 광물 자원 탐사 등에 지구화학적 원리를 응용한다.^[14]
• 환경 지구화학: 환경학 및 수문학과 연계하여 환경 오염 문제 해결, 지속가능한 자원 관리 등을 위한 응용 연구를 수행한다.

3. 1. 고전적 지구화학

• 화산학, 암석학, 광물학과 관련된 분야: 지각, 맨틀, 수권 등에서 원소와 광물의 분포 및 이동 연구.
• 동위원소 지구화학(isotope geochemistry): 지구상 각 원소의 동위원소 구성 연구. 물질 수송, 변환 과정 연구 및 연대 측정에 중요.
• 우주화학(cosmochemistry): 우주 내 원소 및 화학 물질 분포 분석.
• 생지구화학(biogeochemistry): 지구 화학 과정에서 생물의 역할 연구.
• 유기지구화학(organic geochemistry): 지구상 유기 물질의 동역학 연구.
• 환경학, 수문학의 응용 분야.

3. 1. 1. 암석 및 광물 지구화학

3. 1. 2. 마그마 지구화학

3. 2. 동위원소 지구화학

3. 3. 우주화학

• 평형 응축 모델: 각 행성이 형성된 지역의 온도에 따라 응축되는 물질이 결정되었다고 가정한다. 예를 들어, 수성은 1,400,000에서 형성되어 철(Fe)은 금속 상태로 남고 마그네슘(Mg)이나 규소(Si)는 거의 응축되지 않았으며, 금성은 900,000에서 Mg와 Si가 모두 응축되었고, 지구는 600,000에서 FeS와 규산염이 포함되었으며, 화성은 450,000에서 FeO가 마그네슘 규산염에 포함되었다고 본다. 이 이론의 가장 큰 문제는 휘발성 물질이 응축되지 않아 행성에는 대기가 없고 지구에는 대기가 없다는 것입니다.^[2]
• 콘드라이트 혼합 모델: 콘드라이트의 구성을 사용하여 행성의 구성을 추정한다. 예를 들어, 하나의 모델은 C1 콘드라이트의 구성을 가진 구성 요소 하나와 C1 콘드라이트의 내화성 구성 요소만을 가진 구성 요소 하나를 혼합한다.^[2] 또 다른 모델에서는 다섯 가지 분별 그룹의 풍부도를 각 그룹에 대한 지표 원소를 사용하여 추정한다. 가장 내화성이 강한 그룹에는 우라늄이 사용되고; 두 번째 그룹에는 철이 사용되고; 다음 두 그룹에는 우라늄에 대한 칼륨과 탈륨의 비율이 사용되고; 마지막 그룹에는 몰 비율 FeO/(FeO+MgO)가 사용된다. 열 및 지진 모델과 열 흐름 및 밀도를 사용하여 지구, 금성, 수성에서 Fe를 10% 이내로 제한할 수 있다. 지구에서는 U를 약 30% 이내로 제한할 수 있지만, 다른 행성에서의 풍부도는 "교육적인 추측"에 기반한다. 이 모델의 어려움 중 하나는 일부 휘발성 물질이 부분적으로만 응축되기 때문에 휘발성 물질 풍부도 예측에 상당한 오차가 있을 수 있다는 것이다.^[35][2]

3. 4. 생지구화학

3. 5. 유기 지구화학

3. 6. 수문 지구화학

3. 7. 환경 지구화학

4. 지구화학적 순환

지구 시스템 내에서 화학 원소들은 다양한 물리적, 화학적, 생물학적 과정을 통해 끊임없이 이동하고 변화하며 순환한다. 이러한 원소의 농도 변화와 이동 과정을 지구화학적 순환(geochemical cycle)이라고 부른다. 지구화학적 순환을 이해하는 것은 지구 환경 변화를 파악하는 데 필수적이며, 이를 위해서는 자연 현상에 대한 상세한 관찰과 이론적인 모델 구축이 모두 필요하다.

지구 전체의 복잡한 변화를 그대로 모델링하는 것은 현실적으로 어렵다. 따라서 화학 공학에서 사용하는 방법을 참고하여,^[15] 지구 시스템을 몇 개의 주요 영역으로 나누어 분석한다. 이 영역들을 지구화학적 저류소(geochemical reservoir)라고 하며, 각 저류소 내 화학 물질의 평균 농도를 계산하여 사용한다. 어떤 영역을 저류소로 설정할지는 분석하려는 문제에 따라 달라질 수 있다. 예를 들어, 대양 전체를 하나의 저류소로 간주할 수도 있고, 필요에 따라 여러 개의 저류소로 세분화할 수도 있다.^[20]

이러한 저류소 개념을 활용하는 대표적인 모델이 상자 모델(box model)이다. 상자 모델에서는 각 저류소를 하나의 '상자'로 표현하고, 상자들 사이로 물질이 들어오고 나가는 흐름(입력과 출력)을 통해 전체 순환 과정을 단순화하여 나타낸다.^[15][20]

지구화학적 모델은 종종 피드백 과정을 포함한다. 가장 단순한 선형 순환 모델에서는 저류소로의 입력이나 출력이 해당 저류소 내 물질의 농도에 비례한다고 가정한다. 예를 들어, 소금은 바닷물이 증발하여 증발암이 형성될 때 해양에서 제거되는데, 일정한 속도로 증발이 일어나는 분지에서는 제거되는 소금의 양이 해수 내 소금 농도에 비례한다고 볼 수 있다. 어떤 성분 $C$에 대해, 저류소로의 입력이 상수 $a$이고 출력이 농도에 비례하여 $kC$ (여기서 $k$는 상수)라면, 저류소 내 물질의 양 변화는 질량 수지(mass balance) 원리에 따라 다음과 같은 방정식으로 표현할 수 있다.

$\backslash frac\{d\; C\}\{d\; t\}\; =\; a\; -\; kC.$

이 식은 저류소 내 물질량의 변화가 입력과 출력의 차이에 의해 결정된다는 것을 의미한다. 시간이 $t\; =\; 1/k$의 척도로 지나면, 시스템은 입력과 출력이 균형을 이루어 농도가 $C\_\{\backslash text\{steady\}\}\; =\; a/k$로 일정하게 유지되는 정상 상태(steady state)에 가까워진다. 이때, 물질이 특정 저류소에 평균적으로 머무르는 시간을 체류 시간($\backslash tau\_\{\backslash text\{res\}\}$)이라고 하며, 다음과 같이 정의된다.

$\backslash tau\_\backslash mathrm\{res\}\; =\; C^\backslash text\{steady\}/I\; =\; C^\backslash text\{steady\}/O,$

여기서 $I$와 $O$는 각각 정상 상태에서의 입력 속도와 출력 속도를 의미한다. 위의 간단한 예시에서는 정상 상태 입력 및 출력 속도가 모두 $a$와 같으므로, 체류 시간은 $\backslash tau\_\{\backslash text\{res\}\}\; =\; 1/k$가 된다.^[20]

실제 지구 시스템에서는 입력이나 출력 속도가 농도 $C$의 단순한 비례 관계가 아닌, 더 복잡한 비선형 함수인 경우가 많다. 하지만 이러한 경우에도 시스템은 체류 시간보다 훨씬 긴 시간 척도에서는 입력과 출력이 거의 균형을 이루는 경향이 있다. 그렇지 않다면 농도 $C$가 매우 크게 변동할 것이기 때문이다. 따라서 많은 경우 시스템은 정상 상태에 가깝게 유지되며, 질량 수지 방정식은 근사적으로 위의 선형 방정식과 유사한 형태로 나타낼 수 있다. 대부분의 자연 시스템에서는 입력이나 출력 중 적어도 하나가 농도 $C$ 변화에 반응하여 정상 상태를 유지하려는 피드백 메커니즘을 가지고 있다. 외부 요인에 의해 시스템이 교란되더라도, 이러한 피드백 덕분에 시스템은 $1/k$ 정도의 시간 척도 내에서 다시 정상 상태로 돌아가려는 경향을 보인다.^[20]

5. 화학 원소의 존재비

물질의 기본 구성 요소는 화학 원소이며, 각 원소는 원자핵 안의 양성자 수인 원자 번호(Z)로 구별된다. 원소는 원자핵 내 중성자 수(N)가 다를 수 있는데, 양성자 수와 중성자 수의 합인 질량수는 원자량과 거의 같다. 원자 번호는 같지만 중성자 수가 다른 원자를 동위 원소라고 한다. 특정 동위 원소는 원소 기호 앞에 질량수를 위첨자로 표시하여 나타낸다(예: 염소의 ³⁵Cl, ³⁷Cl). 자연에는 약 260가지의 안정한 동위 원소만 존재하며, 대부분의 불안정한 동위 원소는 자연에서 발견되지 않는다. 지구화학에서는 안정 동위 원소를 이용해 화학적 경로와 반응을 추적하고, 방사성 동위 원소는 주로 시료의 연대 측정에 사용한다.^[2]

원자의 화학적 성질, 즉 다른 원소와의 화학적 친화력이나 형성하는 화학 결합의 종류는 가장 바깥쪽(원자가 전자) 전자의 원자 궤도 배열에 따라 결정된다. 이러한 전자 배열은 주기율표에서 원소의 위치에 반영되며^[2], 원소는 위치에 따라 알칼리 금속, 알칼리 토류 금속, 전이 금속, 준금속, 할로젠, 비활성 기체, 란타넘족, 악티늄족 등으로 분류된다.^[2]

지구화학에서는 빅토르 골드슈미트가 제안한 골드슈미트 분류도 유용하게 사용된다. 이 분류는 원소를 화학적 친화력에 따라 네 그룹으로 나눈다.^[15][2]

각 그룹 내에서 원소들은 고온에서 안정적인 불휘발성 원소와 상대적으로 쉽게 증발하는 휘발성 원소로 나눌 수 있으며, 이는 가열을 통해 분리될 수 있다.^[15][2]

5. 1. 지구 지각의 원소 조성

다른 모든 성분은 1% 미만으로 매우 적은 양으로 존재한다.^[37]

이러한 산화물들은 다양한 방식으로 결합하여 광물을 형성한다. 예를 들어, 산화 칼륨(포타쉬)과 산화 나트륨(소다)은 결합하여 장석을 만든다. 때로는 네펠린, 백류석, 백운모 같은 다른 형태를 띠기도 하지만 대부분 장석으로 발견된다. 인산과 석회(산화 칼슘)는 인회석을 형성하고, 이산화 타이타늄과 산화 철(II)는 티탄철석을 생성한다. 일부 석회는 회장석을 형성하며, 산화 마그네슘과 산화 철은 실리카와 함께 결정화되어 감람석이나 사방휘석을 만든다. 또한 산화 알루미늄, 석회와 함께 결합하여 휘석, 각섬석, 흑운모가 주요 구성 광물인 복잡한 사장석 규산염을 형성하기도 한다. 염기를 중화하고 남는 과잉의 실리카는 석영으로 분리되고, 과잉의 산화 알루미늄은 강옥으로 결정화된다. 이는 일반적인 경향이며, 실제 암석 분석 결과는 다양한 예외를 보여준다.^[37]

산성암 또는 실리카 함량이 66% 이상인 규질 화성암(페르식암)을 제외하면, 석영은 화성암에서 풍부하지 않다. 반대로 실리카 함량이 20% 이하인 염기성암(마픽암)에는 석영이 거의 포함되지 않는다. 마그네슘과 철 함량이 평균보다 높고 실리카 함량이 낮으면 감람석이 존재할 가능성이 높다. 만약 실리카가 휘석, 각섬석, 사방휘석, 흑운모와 같은 철마그네슘 광물을 형성하기에 충분하다면 감람석 대신 이 광물들이 나타난다. 칼륨이 높고 실리카가 상대적으로 낮지 않으면 백류석은 존재하지 않는데, 이는 백류석이 자유 석영과 함께 나타나지 않기 때문이다. 마찬가지로 네펠린은 일반적으로 나트륨 함량이 많고 실리카 함량이 비교적 적은 암석에서 발견된다. 알칼리 금속 함량이 높으면 나트륨을 함유하는 휘석과 각섬석이 존재할 수 있다. 실리카와 알칼리 비율이 낮을수록 나트륨 장석이나 칼륨 장석보다는 사장석의 빈도가 높아진다.^[37]

지구 지각은 90%가 규산염 광물로 구성되어 있으며, 그 풍부도는 다음과 같다.^[36]

암석이 굳어질 때의 물리적 조건 역시 중요한 요인이다. 특정 광물은 심성암에서 주로 발견되는데, 예를 들어 미사장석, 백운모, 사방휘석 등이 있다. 백류석은 심성암에서는 매우 드물다. 많은 광물은 심성 환경에서 결정화되었는지 또는 화산 환경에서 형성되었는지에 따라 현미경적 특징이 달라진다(예: 하이퍼스틴, 정장석, 석영). 화학 조성은 같지만 완전히 다른 광물로 구성된 암석도 존재한다. 예를 들어, 노르웨이 그란(Gran) 지역의 각섬암은 각섬석만으로 이루어져 있지만, 같은 지역의 일부 캠프토나이트와 화학 조성이 같다. 캠프토나이트는 다른 종류의 장석과 각섬석을 함유한다. 또한, 유문암이나 조면암에서는 초기에 형성된 반정인 각섬석과 흑운모 결정이 휘석과 자철석으로 부분적으로 변형(용식 또는 재흡수)된 것을 흔히 볼 수 있다. 이는 각섬석과 흑운모가 지하의 압력과 조건에서는 안정했지만, 지표에 가까워지면서 불안정해졌기 때문이다. 이러한 암석의 석기에서는 휘석이 거의 보편적으로 발견된다. 그러나 같은 마그마에서 형성된 심성암인 화강암과 섬장암에서는 휘석보다 백운모와 각섬석이 훨씬 더 흔하게 나타난다.^[37]

실리카 함량이 가장 높아 결정화 시 자유 석영을 생성하는 암석은 일반적으로 페르식(felsic) 암석으로 분류된다. 반대로 실리카 함량이 가장 적고 마그네슘과 철 함량이 가장 높아 석영이 없고 감람석이 풍부한 암석은 마픽(mafic) 암석군을 형성한다. 중간(intermediate) 암석은 일반적으로 석영과 감람석 모두 없는 것이 특징이다. 이들 중 중요한 세분류는 알칼리, 특히 나트륨 비율이 매우 높아 다른 암석에서는 흔하지 않은 네펠린이나 백류석과 같은 준장석을 함유하는 알칼리(alkali) 또는 소다(soda) 암석이다. 마지막으로, 감람석이 풍부하고 장석이 없는 작은 하위 그룹은 초마픽(ultramafic) 암석으로 불리며, 실리카 함량이 매우 낮지만 철과 마그네슘 함량이 매우 높다.^[37]

초마픽 암석을 제외하고 거의 모든 암석은 장석이나 준장석을 함유한다. 페르식 암석에서는 정장석, 페르타이트, 미사장석, 사장석(주로 알바이트, 올리고클레이스)이 흔한 장석인데, 이들은 모두 실리카와 알칼리가 풍부하다. 마픽 암석에서는 라브라도라이트, 회장석, 바이타우나이트가 우세하며, 이들은 칼슘이 풍부하고 실리카, 칼륨, 나트륨이 부족하다. 휘석은 마픽 암석에서 가장 흔한 철마그네슘 광물이지만, 흑운모와 각섬석은 페르식 암석에서 더 흔하다.^[37]

네펠린이나 백류석을 함유하여 장석을 부분적으로 또는 전체적으로 대체하는 암석들은 위 표에 포함되지 않는다. 이들은 본질적으로 중간암 또는 마픽암의 성격을 가지며, "알칼리" 암석으로 분류된다. 일반적인 섬장암과 네펠린- 또는 백류석-섬장암, 그리고 반려암 또는 돌러라이트와 테랄라이트 또는 에섹사이트 사이에는 많은 전이 형태가 존재한다. 이러한 알칼리 암석에서는 다른 곳에서는 흔하지 않은 많은 광물이 생성되기 때문에 전체 암석군을 별개의 계열로 취급하는 것이 편리하다.^[37]

이 분류는 기본적으로 화성암의 광물 구성에 기반한다. 서로 다른 그룹 간의 화학적 차이는 암시되지만 부차적인 위치에 놓인다. 이는 인공적인 분류이지만 과학의 발전과 함께 발전해 왔으며, 더 세분화된 분류의 기초로 여전히 사용된다. 각 분류 항목의 중요성은 동일하지 않다. 예를 들어, 섬장암과 페리도타이트는 화강암, 섬록암, 반려암보다 상대적으로 덜 중요하다. 또한 분출암인 안산암은 항상 심성암인 섬록암에만 대응하는 것이 아니라 부분적으로 반려암에도 대응한다. 광물 조합으로 정의되는 서로 다른 종류의 암석들은 점이적으로 변하기 때문에, 전이형 암석이 매우 흔하며 종종 특별한 이름이 부여될 만큼 중요하다. 석영섬장암과 노르마르카이트는 화강암과 섬장암 사이에, 토날라이트와 아다멜라이트는 화강암과 섬록암 사이에, 몬조나이트는 섬장암과 섬록암 사이에, 노라이트와 하이퍼라이트는 섬록암과 반려암 사이에 위치한다.^[37]

5. 2. 미량 금속의 해양 분포

해수 속 용존 미량 금속의 수직 분포는 크게 세 가지 유형으로 나뉜다: 보존형(conservative), 영양염형(nutrient-type), 제거형(scavenged-type). 이는 각 금속의 해양 내 체류 시간과 플랑크톤과 같은 미생물에 의한 이용 정도와 관련이 있다.

• 보존형 분포: 생물학적 이용에 비해 농도가 매우 높아 해수 내에서 농도 변화가 거의 없고 균일한 수직 분포를 보인다. 체류 시간이 매우 길다. 몰리브덴(Mo)이 대표적인 예로, 해양 내 체류 시간은 약 8 x 10⁵년이며 주로 몰리브데이트 음이온(MoO₄²⁻)으로 존재한다. 몰리브덴은 입자와 약하게 상호 작용하며, 해양 식물 플랑크톤이 효소의 보조인자로 필요로 하는 양은 해양 전체의 몰리브덴 양에 비해 매우 적다.^[41]
• 영양염형 분포: 플랑크톤의 성장에 필수적이거나 밀접하게 관련된 금속들이 보이는 분포이다. 표층에서는 플랑크톤의 흡수로 인해 농도가 낮고, 심층에서는 유기물이 분해되면서 다시 용출되어 농도가 높아진다. 아연(Zn)과 같은 금속이 이에 해당하며, 체류 시간은 수천 년에서 십만 년에 이른다.^[41]
• 제거형 분포: 해수 내 입자와 강하게 결합하여 빠르게 제거되는 금속들이 보이는 분포이다. 체류 시간이 약 100년에서 1000년 정도로 짧다. 농도는 주로 해저 퇴적물, 열수 분출공, 강 하구 등 외부 공급원 근처에서 높게 나타난다. 알루미늄(Al)이 대표적인 예이며, 대기 먼지 유입이 주요 공급원이다.^[41]

참조

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