Aims & Scope

식(1)을 통해서도 알 수 있듯이 단층 미끌림대(slip zone)에서의 온도상승은 단층에 작용한 전단응력이나 단층변위 등을 유추하는데 있어 결정적으로 중요한 요소(parameter)이다. 고속전단시험의 경우에는 시료의 미끌림대 근처에 열전대(thermocouple)를 설치하여 온도를 측정하거나 방사온도계(radiation thermometer)를 이용하여 용융물질이 존재하는 미끌림대의 온도를 알아내는 것이 가능하다(Tsutsumi and Shimamoto, 1997; Del Gaudio et al., 2009). 그러나, 자연상태의 슈도타킬라이트는 단층 미끌림으로 인해 단층주변의 초기온도에서부터 어느 정도까지 온도가 상승하였는지를 유추하는 것이 쉽지 않다. 아마도 대다수의 연구자에 의해 사용되는 방법은 슈도타킬라이트 내에 존재하는 암편(clasts)을 이루는 광물과 용융되어 기질을 구성하는 광물 각각의 평형용융점에 기반한 추정법이다.

가령 모암과 슈도타킬라이트의 광물조성을 X-선회절분석(XRD)을 통해 알아내고, 슈도타킬라이트 기질의 화학조성을 전자탐침미세분석기(EPMA) 등으로 분석했을 때, 특정 광물 A (녹는점 800℃)와 B (녹는점 1,000℃)는 슈도타킬라이트에서 나타나지 않거나 그 양이 감소하고 광물 C (녹는점 1,400℃)가 주로 암편으로 나타나며 슈도타킬라이트 기질의 화학조성이 A, B로부터의 물질공급으로 설명될 수 있다면, 단층 미끌림대에서의 온도는 1,000℃보다는 높고 1,400℃보다는 낮았을 것이라고 추정하는 것이다. 이와 같은 논의에 이용되는 몇 가지 조암광물의 용융점 정보는 Spray (1992, 2010)의 논문을 참고할 수 있다. 구성광물들의 녹거나 녹지 않음에 대한 자세한 관찰이 이루어지면 미끌림대에서 도달한 최대온도를 비교적 좁은 범위로 한정할 수 있다. 그럼에도 이 방법이 신뢰성 높은 온도정보를 제공하는 것인지는 추가적인 연구를 통해 좀 더 확인할 필요가 있다. 가령, 암편으로 존재하는 광물은 정말로 녹지 않은 것인지를 확신하기가 힘들다는 점이다. 거의 석영으로만 구성된 암석(99% 석영)을 대상으로 한 최근의 마찰용융 실험연구에 따르면, 실험으로 만들어진 용융물 시료는 전자현미경 관찰결과 매우 많은 석영암편과 실리카유리(silica glass)로 구성되어 있음이 확인되었다. 실리카유리는 석영의 용융을 지시하므로, 이 결과는 암편으로 석영이 존재한다는 것이 석영의 녹지 않음을 항상 지시하는 것은 아님을 의미한다(Lee, S.K. et al., submitted). 결국 암편으로 존재하는 광물의 부분적인 용융에 대한 가능성 여부를 밝히는 것이 쉽지 않다는 점이 이러한 방식의 온도추정에서 가장 어려운 점이 된다.

이와 같은 온도추정법 이외에도, 새롭게 만들어진 미세결정(microlites)의 형성조건을 통해 온도상승을 유추하는 연구도 이루어진 바 있다(Austrheim and Boundy, 1994; Camacho et al., 1995; Moecher and Brearley, 2004). 한편, 암편이 슈도타킬라이트에서 차지하는 부피비(이차원에서는 면적비; clast fraction)와 방사온도계를 통해 마찰용융실험 중 측정된 용융물 띠(melt layer) 내부의 최대온도를 비교하면 그들 사이에 경험적 상관관계가 존재하는 것이 확인되는데, 이를 용융실험과 결합하면 자연의 슈도타킬라이트를 대상으로한 암편비율측정을 통해 그것이 형성될 당시의 최대온도를 유추하는 것이 가능할 수 있을 것으로 보인다(Otsuki et al., 2003; Han et al., 2016).

지진성 단층 미끌림의 운동학적 해석(전단변위량 산정, 전단감각 결정 등)을 위해서는 단층 미끌림 방향에 대한 정확한 정보가 필요하다. 슈도타킬라이트에서 유동구조(flow structures)는 흔히 나타나는 특징들 중 하나인데, 슈도타킬라이트 중심부와 가장자리 사이의 전단변형률 혹은 유동속도 구배로 인해 때때로 칼집형습곡 모양의 유동구조가 관찰되기도 한다(Berlenbach and Roering, 1992; Lin, 2008). 이러한 구조의 삼차원적 관찰을 통해 지진발생 당시의 단층 미끌림 방향을 유추하는 것이 가능할 수 있다.

한편, 슈도타킬라이트에 대한 대자율 이방성 측정을 통해서 용융물의 유동조직이 정의될 수 있다면 이것도 지진성 단층 미끌림 방향을 유추하는데 유용하게 사용될 수 있을 것으로 보인다(Craddock and Magloughlin, 2005; Ferré et al., 2016a). 최근에는 지진성 미끌림 시 단층의 모암과 용융물의 경계면을 따라 마치 브러쉬에 의해 쓸리는 것처럼 단층 미끌림 방향과 나란한 조선(striation)이 만들어질 수 있으며, 그것의 관찰을 통해 과거 지진단층의 미끌림 방향을 유추하는 것이 가능하다는 제안이 보고되었다(Ferré et al., 2016b).

슈도타킬라이트에 의해 어긋난 표지(marker; 가령 화강암체 내의 고철질 포획암이나 암맥 등)가 있다면 그것을 이용하여 지진성 단층 미끌림 당시의 겉보기변위(apparent displacement)를 측정할 수 있다. 정확한 미끌림 방향을 알 수 있다면 단층변위를 결정하는 것이 가능하겠지만 슈도타킬라이트가 나타나는 단층노두에서 적당한 표지가 존재할 뿐만 아니라 미끌림 방향도 알 수 있는 상황은 흔하지 않다. 따라서, 직접적인 관찰에 의한 단층변위 결정이 가장 확실한 방법임에는 틀림없지만 현실적인 어려움이 존재하는 것도 사실이다.

다수의 슈도타킬라이트 관찰을 통해 변위와 슈도타킬라이트 두께 사이의 상관관계를 도출하고, 이를 이용하여 두께로부터 단층변위 정보를 얻으려는 노력이 있었다(Sibson, 1975; Ray, 1999; Di Toro et al., 2005, 2006b). 그러나 미끌림 방향을 모름으로 인한 단층변위의 불확실성, 현재 관찰되는 슈도타킬라이트의 변위가 한번의 미끌림에 의한 것인지의 불확실성(가령 파쇄암을 포함한 단층으로 존재할 당시의 미끌림을 포함한 복수의 미끌림 가능성), 주입세맥의 존재로 인한 슈도타킬라이트 두께측정에서의 불확실성 등으로 인해 신뢰할만한 다수의 측정값을 얻기 힘듦에 따라 슈도타킬라이트의 두께측정을 통해 변위를 유추하는 방법의 적용 가능성은 아직까지는 그리 높지 않다고 할 수 있다.

지진을 동반하는 단층 미끌림 시의 전단강도는 지진의 역학적 이해에 있어 매우 중요한 요소이지만 지진학적인 방법을 통해 그 절대값을 결정하기가 어려운 것으로 알려져 있다. 마찰용융의 결과물인 슈도타킬라이트는 지진성 단층 미끌림 시 만들어지는 것이 확실하므로 슈도타킬라이트에 대한 자세한 관찰로부터 지진성 단층 미끌림 시의 전단응력 정보를 유추하는 것은 오랫동안 중요한 문제로 여겨졌다. 이 논문의 서론에서 사용한 식(1)을 암석의 용융이 일어나는 온도까지 확장하여 정리하면 다음과 같은 식을 얻을 수 있다(Di Toro et al., 2005, 2006a, 2009):

여기서 φ는 슈도타킬라이트 내에 존재하는 암편의 함량비, H는 용융잠열(latent heat of fusion), c_p는 비열, T_M은 용융물 띠 내에서 도달된 최고온도, T_amb는 모암의 초기 주변온도이다. 따라서, 슈도타킬라이트의 두께(혹은 폭, w)와 전단변위(d)를 측정하고 슈도타킬라이트가 경험한 최고온도를 미구조 관찰 등에 기반한 추정을 통해 한정할 수 있다면 위식을 이용하여 지진성 미끌림 시 단층면에 작용한 전단응력을 유추해 볼 수 있다(Di Toro et al., 2005, 2006a).

이와 달리, 용융물의 점성도(η), 두께(w) 및 단층 미끌림속도(V)를 이용하여 전단응력을 계산해 볼 수도 있다: τ =η (V / w) . 우리가 슈도타킬라이트의 분석으로부터 용융물의 화학조성, 암편의 함량비, 온도 등에 관한 정보를 얻어내어 점성도를 계산할 수 있고, 미끌림속도를 가정하거나(~1 m/s) 계산에 근거해 추정할 수 있다면, 노두에서 측정된 슈도타킬라이트의 두께와 함께 위 식에 대입하여 전단응력을 대략적으로 추정해보는 것이 가능하다. 한편, 이런 식으로 산출된 전단응력(τ)과 더불어 온도상승(ΔT) 및 슈도타킬라이트의 두께(w) 측정치를 이용하면 식(2)로부터 그 두께의 슈도타킬라이트 형성을 가능케한 단층의 변위(d)를 추정하는 것이 가능할 수 있다(e.g., Han et al., 2016).

지진을 동반한 단층 미끌림이 대략 0.1 m/s에서 수 m/s(대표적으로 ~1 m/s)의 속도로 발생한다는 것은 잘 알려진 바이지만, 특정 슈도타킬라이트와 같은 단층암으로부터 미끌림 속도를 바로 유추하는 것은 쉽지 않다. 이와 관련된 최근 연구에서, 여러 광물로 이루어진 암석이 용융될 때, 용융물 띠의 두께(melt layer thickness)와 용융이 시작되는 경계면(melting surface)의 거칠기(굴곡; roughness) 비(ratio)는 미끌림속도에 의존하므로 이 둘 사이의 비를 슈도타킬라이트를 대상으로 측정한다면 과거 지진성 단층 미끌림의 속도를 유추해 볼 수 있다는 주장이 제기되었다(Nielsen et al., 2010). 두께와 굴곡이 슈도타킬라이트의 주향을 따라 어디서나 일정한 것이 아니므로 결과의 대표성에 의문이 있을 수 있어 이와 같은 방법을 이용하기 위해서는 주향을 따라 다수의 지점에서 시료를 채취하여 분석할 필요가 있다.

슈도타킬라이트의 모암을 채취하여 이를 대상으로 고속전단시험(high-velocity shear tests)이 가능한 경우라면 전단시험 결과와 실험 후 시료의 관찰과 분석에 기반한 암석용융점(T_m) 및 최대온도(T_M)산출, 그리고 용융물의 전단강도에 대한 이론식(식3)을 이용하여 슈도타킬라이트의 미끌림속도(V) 추정을 시도해 볼 수 있다.

여기서 T_c와 W는 특성온도(characteristic temperature)와 특성속도(characteristic velocity)라고 불리는 매개변수이고, W는 다시 다음의 식으로 표현될 수 있다(Nielsen et al., 2008): W=8TcK/ηc , 여기서 K와 η_c는 각각 열전도도와 특성점성도(characteristic viscosity)이다. 온도에 따른 용융물의 점성도 변화를 나타내는 관계식에서 사용되는 매개변수인 특성점성도 η_c와 특성속도 W는 서로 다른 미끌림속도에서의 고속전단시험을 통해 전단응력과 용융물 띠의 두께를 측정하여 산출할 수 있다.

따라서, 전단시험 중 온도측정을 실시하고 T_m과 T_M을 좁게 제한할 수 있다면 식(3)을 통한 미끌림속도 계산이 가능할 수 있다(Han et al., 2016). 그러나, 고속전단시험 및 다양한 물질분석을 통해야만 식(3)의 매개변수 값을 얻어낼 수 있기 때문에 자연단층대의 연구자에 의해 쉽게 활용될 수 있는 방법은 아니라는 단점이 있다.

천부지각에서 만들어진 슈도타킬라이트의 경우 종종 기공이나 행인상구조가 관찰된다. 고속전단시험을 통해 만들어진 슈도타킬라이트에서도 이러한 구조는 매우 흔하게 나타난다(그림 2a, 2b). 이것들은 용융물 내에 존재하던 유체가 빠져나가는 것 때문에 생기므로 슈도타킬라이트 형성 시의 압력과 밀접한 관련이 있다. 따라서, 슈도타킬라이트에서 관찰되는 기공과 행인상구조의 부피를 이용하거나(Maddock et al., 1987) 슈도타킬라이트 내의 물함량을 통해(Lin, 1994) 정암압(lithostatic pressure)을 구하려는 시도들이 있었고, 그렇게 결정된 압력으로부터 슈도타킬라이트의 형성깊이가 계산되었다(자세한 내용은 Lin (2008)의 5.4.3절 참조). 이러한 연구를 통해 얻어진 깊이는 <2 km 정도로 매우 작으므로 이 방법을 통한 깊이추정은 그 적용에 한계가 있다. 그럼에도 기공이나 행인상구조는 슈도타킬라이트가 매우 천부에서 형성됐음을 나타내는 강력한 지시자로 쓰일 수 있다.

한편, 우리가 슈도타킬라이트에 대한 연대측정을 통해 그 형성시기를 알 수 있고, 다양한 폐쇄온도를 갖는 연대측정 방법을 동원하여 주변암의 온도-시간경로(T–t path)를 알 수 있다면, 온도-시간 경로와 슈도타킬라이트의 연대 교차점으로부터 슈도타킬라이트 형성 시의 주변암 온도를 결정할 수 있다. 당시의 지온구배를 가정하면 그 주변암 온도로부터 슈도타킬라이트의 형성깊이를 한정하는 것이 가능하다.

Kirkpatrick et al. (2012)은 ⁴⁰Ar/³⁹Ar 연대측정을 통해 슈도타킬라이트의 형성시기를 얻어내고 주변암의 인회석과 저어콘에 대해서 피션트랙(fission track) 및 (U-Th)/He 연대측정법을, 흑운모와 각섬석에 대해서는 ⁴⁰Ar/³⁹Ar 연대측정법을 적용하여 온도-시간 경로를 구함으로써 이로부터 슈도타킬라이트 형성 시의 주변암 온도와 깊이을 추정할 수 있음을 보여줬다. 이렇게 제한된 깊이정보는 단층 미끌림의 역학적 해석에 필요한 수직응력이나 유체압, 온도 등을 산정하는데 유용하게 사용될 수 있다.

슈도타킬라이트 내에서 때때로 기공이나 행인상 구조가 발달하고, 함수광물(hydrous minerals)들이 새로 생긴 미세결정으로 존재하는 것이 관찰된다. 이로부터 마찰용융이 일어날 때 이미 단층 미끌림대에 물이 존재했거나 모암 내에 유체포유물로 있던 것이 공급되었거나 모암내 함수광물의 탈수(혹은 용융)가 일어나면서 새로이 물이 공급되었을 가능성 등을 생각할 수 있다. 따라서, 엄밀하게 말하자면 대부분의 마찰용융이 건조조건(dry condition)에서 발생한다고 말하기는 어렵다. 특히, 단층의 미끌림대가 물로 포화되어 있었을 것으로 생각되는 경우에서도 슈도타킬라이트가 만들어진 것이 보고되므로(Rowe et al., 2005; Mukoyoshi et al., 2006; Ujiie et al., 2007), 미끌림대에 물이 존재할 경우 열적압력상승(thermal pressurization) 현상의 작동으로 온도상승이 억제되어 용융이 일어나기 힘들 것이라는 기존의 추측(e.g., Sibson, 1973)은 수정 보완될 필요가 있다.

지금까지 주로 실험실 건조 조건(room-dry condition)에서 마찰용융 연구를 수행하여 왔기 때문에 앞으로는 이와 더불어 물에 의한 유체압이 가해지는 상태의 실험으로 확장하려는 노력이 요구된다. 실제로 현재 이와 같은 문제의식 하에서 유체압을 가하고 그 변화를 측정할 수 있는 시료홀더를 이용한 고속전단실험들이 시작되어 그 초기 연구결과가 나오고 있다(e.g., Violay et al., 2015). 이를 통해 단순히 물에 의한 광물의 용융점강하 가능성(Kennedy et al., 1962) 수준의 논의 뿐 아니라 물이 단층의 강도와 단층대의 물리·화학적 프로세스에 미치는 영향에 대한 보다 깊이 있는 이해가 가능할 것으로 기대한다.

슈도타킬라이트의 기질(matrix)과 모암의 화학조성을 비교해보면 보통 슈도타킬라이트의 기질부가 모암보다 고철질 성분이 더 많음을 확인할 수 있다. 이는 마찰용융 실험으로 얻어진 슈도타킬라이트에서도 잘 확인된다. 한편, 석영과 같이 용융점(1,726℃)이 높은 광물은 슈도타킬라이트에서 보통 암편의 형태로 존재한다. 이와 같은 관찰에 근거하여, 슈도타킬라이트를 연구해 온 많은 연구자들이 지난 20여년 동안 마찰용융은 용융점이 낮은 광물(이는 일반적으로 고철질 광물임)이 선택적으로 녹는 ‘비평형 용융(disequilibrium melting)’이라고 생각해 왔다(e.g., Lin, 2008). 그러나, 최근의 마찰용융실험 연구결과는 단층의 빠른 미끌림과 그에 따른 마찰용융은 녹는점이 서로 다른 광물들이 단지 정적으로 가열되는 현상이 아니라 기계적 혹은 열적파쇄(mechanical or thermal fragmentation)에 의해 입자크기도 극적으로 감소하고, 준안정적(metastable) 물질로의 상변이도 일어나는 등의 동적인 과정이 수반되는 현상이므로 지금까지 널리 받아들여져 온 비평형용융만으로는 설명이 안되는 부분이 있음을 보여준다(Lee, S.K. et al., submitted).

예를 들어 소량의 백운모를 포함하는 규암의 마찰용융에 대한 기존의 비평형 용융모델에 따르면 ~1,400-1,500℃의 온도에서는 백운모만 녹고 석영은 녹지 않은 채 암편으로 존재해야 하지만 실제로는 이 온도에서 석영이 녹은 후 굳어 실리카유리가 만들어지는 것이 실험적으로 확인되었다(Lee, S.K. et al., submitted). 이는 기존 비평형 용융모델의 수정이 필요함과 더불어 광물의 용융점에 대한 우리의 사고도 전환되어야 함을 의미한다. 즉 극한의 마찰 미끌림과 같은 상황에서는 정적인 가열조건에서와는 달리 용융점이 훨씬 낮을 수 있음을 지시한다. 이러한 결과는 현재까지는 규암에 대한 실험적 연구에서만 확인되었으나, 다양한 암석에서 일반적으로 적용될 가능성이 있으므로 이와 관련한 추가적인 연구가 반드시 필요하다.

슈도타킬라이트에 대한 최근의 연구에서 가장 눈에 띠는 결과 중 하나는 압쇄암 조직과 슈도타킬라이트가 지진성 단층 미끌림에 의해 지각천부의 온도-압력 조건에서 동시에 만들어 질 수 있다는 보고이다(Kim et al., 2010; Bestmann et al., 2011, 2012). 이는 주변온도가 충분히 높은 지각 중하부의 소성변형영역(plastic deformation regime)에서 매우 느린 속도로 발생하는 것으로만 알려졌던 변형이 천부지각의 단층에서 빠른 미끌림으로 인해 온도가 급격히 상승할 때에도 수 초 이내의 매우 짧은 시간에 일어날 수 있음을 보여준다. 흥미롭게도, 마찰용융은 아니지만 지진성 단층 미끌림 시 광물의 열분해(thermal decomposition; Han et al., 2007b)가 발생하는 탄산염암 단층에서도 미끌림대 주변으로 결정소성 변형메커니즘(crystal-plastic deformation mechanism)의 작동으로 인한 압쇄암 조직이 만들어질 수 있음이 확인되었다(Smith et al., 2013; Ree et al., 2014).

그러나, 자연의 단층대에서 슈도타킬라이트는 파쇄암과 같이 나오는 것이 훨씬 흔해 보이므로, 이러한 슈도타킬라이트와 압쇄암 조직이 좁은 영역에서 동시에 형성되는 프로세스가 일반적인지 아니면 어떤 특정조건(예를 들어, 봉압이나 광물의 상당온도(homologous temperature) 등)에서만 발생하는 것인지는 좀 더 자세히 이해할 필요가 있다. 슈도타킬라이트 주변으로 관찰되는 국부적인 압쇄암 조직은 슈도타킬라이트의 특성이 변질 등의 과정을 통해 지워진 경우에도 과거 거기에 슈도타킬라이트가 존재했음을 알려주는 지시자일 수도 있을 것이다. 슈도타킬라이트 주변에서는 압쇄암 조직의 발달 뿐 아니라 다양한 물리·화학적 프로세스(탈수반응, 고온에서 새로운 광물의 형성 등)와 그에 따른 지질학적 변화도 예상되므로 그에 대한 추가적인 연구가 필요하다.

우리가 지금까지 다룬 조구조단층(tectonic faults)에서 뿐 아니라 운석충돌이나 대규모 산사태 발생 시에도 슈도타킬라이트가 생성될 수 있다. 가령, Shand (1916)에 의해 보고된 슈도타킬라이트는 운석충돌에 의한 결과물로 알려져 있다(Martini, 1978; Reimold and Colliston, 1994). 한편, 화산학자들 사이에 오랫동안 논란의 대상이었던 ‘flinty crush rock’의 기원에 대해 칼데라 경계단층에서 급격한 미끌림이 발생함에 따라 마찰용융으로 생긴 암석이라는 주장이 Kokelaar (2007)에 의해 제기되었다. 보다 최근에는 마그마 유동학(rheology)을 주로 연구하는 유럽의 화산학자들에 의해 화산활동과 관련한 마찰용융과 화산성 슈도타킬라이트가 보고된 바 있다(e.g., Kendrick et al., 2012, 2014; Lavallée et al., 2012). 화산체에서의 단층 연구는 전세계적으로도 아직 초기단계이므로 화도벽면이나 칼데라 경계단층 등에서의 미끌림 과정과 더불어 이것이 화산의 여러 지질학적 프로세스와 어떤 관련이 있는지를 이해하기 위한 많은 연구가 필요하다.