융해실험 및 일차원모델을 이용한 얼음과 융해수의 동위원소교환반응에 대한 연구

1. 서 론

빙하의 안정동위원소는 과거의 온도, 해빙의 면적, 강수량 등을 지시하는 과거 지시자(paleo-proxy)로 알려져 있다(Mason-Delmotte et al., 2008). 이는 눈이 생성될 당시의 해양의 표면온도에 대한 정보가 물안정동위원소에 포함되어 있으며 눈이 빙하 시추장소에서 쌓인 이후 얼음으로 변성(metamorphism)되고 나서 아무런 물리적 과정(post-depositional process)도 일어나지 않았다는 것을 가정한다(Lee et al., 2015). 이는 남극 대륙 내부와 같이 연중 영하의 환경에서는 적절한 가정이지만, 그 이외의 다양한 지역에서 쌓인 눈이 녹아 만들어진 융설의 경우에는 적절하지 않다(Taylor et al., 2001). 따라서 융설이 눈 또는 펀(firn) 층을 통과하여 더 이상 이동하지 못하고 수평적인 층들로 존재할 경우에는 새로운 접근 방법이 필요하다. 얼음의 안정동위원소 값과 기온은 서로 양의 선형관계를 가지고 있으므로, 얼음의 동위원소값은 얼음이 변성작용을 받는 동안 값이 변하게 되며, 이는 복원된 온도의 오차를 발생시킨다. 따라서 빙하를 이용한 고기후연구를 수행하기 위하여 고체와 액체의 동위원소 교환반응(isotopic exchange between liquid water and ice) 또는 고체와 기체의 동위원소 교환반응(isotopic exchange between ice and vapor)에 대한 이해가 반드시 필요하다(Lee et al., 2010a).

동위원소 수문분리법(isotopic hydrograph separation)은 ‘하천에 새로운 물(강우)과 오래된 물(지하수)이 각각 얼마만큼 기여하는 가’를 추적자를 이용하여 계산하는 방법이다(Lee, 2017). 강우가 아닌 위도가 높은 지역 및 산악지역의 얼음과 봄철에 녹은 새로운 물이 하천에 어떻게, 얼마나 기여하는 지를 추정하기 위해서는 눈 또는 얼음의 동위원소에 대하여 이해가 선행되어야 한다. 동위원소 수문분리를 수행하기 위해서는 산악지역의 눈 또는 얼음의 동위원소가 시간에 따라 분별(fractionation)를 일으킴으로서 발생되는 오차에 대한 이해가 필요하다. 이러한 오차를 줄이기 위해서는 시간에 따른 동위원소변동을 이해하고 이를 수문분리에 적용하여야 한다. 시간에 따른 눈의 동위원소 분별과정은 여러 연구를 통해 현장과 실험실에서의 용융실험 및 모델연구결과들로 보고되어 있다(Taylor et al., 2001; Feng et al., 2002; Lee et al., 2009, 2010b, 2014b). 국내에서는 눈의 변성작용으로 인해 눈 보다는 얼음이 겨울철에 많은 지역에 쌓여 있기 때문에 수문분리를 수행하기 위해서는 눈과 얼음의 동위원소 분별과정에 대한 이해가 필요하다. 하지만, 얼음의 동위원소 분별과정은 산악지역, 온대지역 물론 극지역에서조차 보고된 적이 없다.

본 연구에서는 얼음의 용융실험을 통해 동위원소 수분분리 및 빙하의 안정동위원소를 이해하는 데에 필요한 얼음의 동위원소 분별과정을 고체상인 얼음과 액체상인 물의 동위원소교환반응(isotopic exchange between liquid water and ice)로 이해하고자 한다. 이를 위하여 Lee et al. (2015)에서 제시한 얼음 용융장치를 이용하여 얼음으로부터 발생된 물의 동위원소변동을 물리적인 모델을 이용하여 설명하고자 하였다. 얼음의 동위원소변동은 얼음이 녹은 물, 용융수가 얼음사이의 공극을 통과하면서 얼음과 물의 동위원소교환반응으로 인해 설명될 수 있다(Lee et al., 2009, 2010a). 이를 정량적으로 설명하기 위하여 Lee et al. (2010a)에서 제시한 모델을 이용하였으며, 동위원소변동을 설명할 수 있는 두 변수가 얼음과 물의 동위원소교환반응에 얼마만큼 참여하는가와 동위원소교환상수를 구하기 위하여 용융실험의 결과와 모델을 비교하였다. 이를 통해 얼음의 두 안정동위원소의 동위원소교환상수가 같은 가에 대한 연구도 수행하였다.

2. 연구방법

3. 연구결과 및 토의

3.1 배출수(discharge)의 속도분포

먼저, 모델에서 얼음 속을 통과하는 물의 속도가 일정하다고 가정하였으며, 용융실험 또한 이러한 가정을 위배하지 않기 위하여 적외선램프는 동일한 것을 사용하였다. Lee et al. (2015)에서 논의한 바로 적외선램프를 고정하게 되면 배출속도가 시간이 지남에 따라 감소했기에 본 실험에서는 얼음 표면과 적외선램프간의 거리를 10 cm로 유지함으로서 배출속도는 일정하게 유지했다. 그림 1에서는 시간이 지남(F, fraction of melt)에 따라 배출속도가 어떻게 변하는 가를 나타내었다. 실험 초기(10%이전) 및 얼음이 얼마 남지 않은 실험 후기(80%) 이후를 제외하고는 배출수는 거의 평균속도(1.96 cm/hr)를 유지하고 있다(그림 1a). 시간에 따른 융해속도, 즉 컬럼의 하단부에서 측정된 배출속도는 그림 1b에 나타내었다. 배출속도의 평균은 1.96 ± 0.4 cm/hr 이었으며, 1.8과 2.2 사이에 가장 많이 분포되어 있다. 따라서 배출속도의 평균값을 모델의 인자로 사용하였다.

Fig. 1.

(a) Variations of specific discharge as a function of melted fraction (F). (b) A distribution of the total melt as a function of collected specific discharge.

3.2 시간에 따른 얼음의 동위원소변화

얼음 표면이 녹기 시작하면 녹은 물은 얼음사이를 통과하면서 액상인 물과 고체상인 얼음의 동위원소교환반응(isotopic exchange between liquid water and ice)이 발생되어, 두 상의 동위원소 값을 변화시키게 된다(Lee et al., 2009, 2010, 2015). 고체상인 얼음과 액체상인 물의 동위원소교환반응으로 평형을 이루게 되면, 산소 및 수소의 동위원소 값은 각각 3.1‰, 19.5‰의 차이가 발생하게 된다(Lee et al., 2009). 실험초기에 얼음사이에는 물이 존재하지 않기 때문에 용융으로 생성된 물은 얼음 표면의 동위원소 조성과 같다. 시간이 지나면서 얼음 속을 지나는 물은 동위원소교환반응으로 인해 동위원소 값이 감소하게 되고, 얼음의 동위원소 값은 증가하게 된다. 후에 동위원소 값이 증가된 얼음이 녹기 시작하면 얼음 속을 지나는 물의 동위원소 값도 증가하며, 그림 2와 같이 처음에는 배출수의 동위원소 값이 초기에 감소하다가 결국에는 증가는 양상을 보여 주게 된다. 그림 2는 실험에 사용된 최초의 얼음값(산소: -8.42‰, 수소: -61.26‰)에서 분석된 값을 뺀 값을 도시하였다. 이는 얼음의 동위원소 값의 시간적 변화를 보여 주며, 0을 기준으로 자료의 윗부분과 아래 부분은 질량보존에 의해 같은 넓이를 가져야 한다.

Fig. 2.

Isotopic compositions of meltwater (triangle) and modeled results (line) plotted against F, the fraction of water melted: (a) oxygen data; and (b) hydrogen data.

산소와 수소의 선형관계는 동위원소수리지질학(isotope hydrogeology)에서 많이 쓰이는 방법이며, 선형관계의 기울기 및 절편은 물리적인 의미를 지니고 있다. 그림 3에 제시된 것처럼 전지구순환선(Global Meteoric Water Line, GMWL)은 기울기를 8, 세로축 절편을 10을 가진다. 이는 해양에서 기원한 강수(precipitation)에 해당되는 사항이며, 눈 또는 얼음이 쌓인 이후 녹기 시작한다면 다른 선형관계를 가질 것이다(Lee et al., 2010a). Lee et al. (2010a)에서는 새로운 눈, 스노우팩, 눈 녹은 물로 눈의 변성작용(snow metamorphism)이 일어나면서 선형관계의 기울기가 어떻게 변하는 가를 현장조사 및 모델로서 논의하였다. 새로운 눈은 GMWL과 같은 기울기 8을 가지지만 눈의 변성작용, 즉 대기의 복사에너지를 흡수하여 눈에서 얼음으로 변동될수록 선형관계의 기울기는 감소하는 것으로 보고하였다. 이는 액체상의 물과 고체상인 얼음의 동위원소교환반응으로 설명될 수 있으며, 이때의 동위원소분별계수(isotopic fractionation factor, 19.5/3.1~6.3)에 의해 8이하의 기울기를 설명할 수 있다(Lee et al., 2009). 극지역에서는 승화(sublimation)에 의해서도 동위원소변화가 발생하지만, 산소와 수소의 선형관계는 대략 7.7정도로 알려져 있으나, 본 실험에서 질량이 거의 회수되었으므로 승화에 의한 동위원소교환반응은 무시할 수 있을 것으로 판단된다(Stichler et al., 2001; Earman et al., 2006). 그림 3에서 제시된 본 연구의 결과에서도 기울기가 6.64를 가지면서 얼음이 녹으면서 동위원소교환반응이 일어났음을 지시한다.

Fig. 3.

Oxygen vs. hydrogen isotopes plots for the melted water from ice.

3.3 모델과의 비교 및 물리적 의미

Taylor et al. (2001)에서는 현장의 결과를 모사하기 위하여 1-D 스노우팩모델을 개발하였으며, Feng et al. (2002)와 Taylor et al. (2002)에서는 융해실험을 통해 눈 동위원소의 변화과정에서 화학적인 상수들을 모델을 통해 결정하였다. Lee et al. (2009)에서는 산소와 수소의 동위원소교환상수(k_r)가 동일한지를 알기 위하여, Taylor et al. (2002)의 실험을 이용하여 통계적으로 이를 분석하고, 두 동위원소의 상수가 유의미하게 다르지 않다는 결과를 제시하였다. Lee et al. (2010a)에서는 모델을 이용하여 현장에서 관찰된 산소와 수소의 선형관계 기울기가 변화하는 과정을 정량적으로 제시하였다. 본 연구에서는 시간에 따른 얼음의 동위원소분별과정을 정량적으로 예측하고 얼음의 동위원소교환상수 및 얼음이 동위원소교환반응에 얼마만큼 참여하는 가를 이해하기 위하여 Lee et al. (2010a)에 사용된 모델을 이용하였다.

식 4에서 사용된 a와 b는 다음과 같이 정의될 수 있다:

$\[ a=\varphi \left(1-S_i\right)\left(S+\beta \right){\rho }_{liq} \]$

(6)

$\[ b=\varphi \left(1-S_i\right){\rho }_{ice} \]$

(7)

여기에서 ϕ는 얼음의 공극률이며, ρ는 밀도이며, S_i는 더 이상 줄일 수 없는 물(irreducible water), β = S_i/(1 - S_i)이다. 또한, 식 5에서 사용된 얼음 속에서 물의 속도를 구하기 위해서는 얼음 속의 물 포화도가 필요하다. 유효포화도는 다음과 같이 정의될 수 있다:

$\[ S=\left(S_w-S_i\right)/\left(1-S_i\right) \]$

(8)

$\[ u=\frac{K}{\varphi \left(1-S_i\right)}\frac{S^3}{\left(S+\beta \right)} \]$

(9)

여기에서 K는 얼음 속을 통과하는 물의 수리전도도이며, 본 연구에서는 얼음 속을 통과하는 물의 수리전도도와 가장 가까울 것으로 생각되는 역암에서의 수리전도도를 사용하였다. 모델에서 사용된 값과 모델을 통해서 나온 값들을 표 1에 정리하였다. 유효포화도는 0.12, 얼음 속을 통과하는 물의 속도(u)는 33.5 cm/hr 로 계산되었다.

Table 1.

Model parameters used in this work.

그림 2에서 실험결과를 가장 잘 설명하는 모델결과를 함께 도시하였다. 실험결과와 모델결과의 차이의 제곱을 최소화하는 γ와 ψ값을 결정하였다. 실험결과와 적합도가 가장 높은 수소와 산소동위원소의 ψ값은 각각 0.34, 0.46이었으며, γ값은 각각 0.88, 0.66이었다. 식 4, 5, 9를 이용하여 γ와 ψ값으로부터, f와 k_r값을 구할 수 있다. 계산된 f값은 산소와 수소동위원소가 각각 0.28, 0.20이며, k_r 값은 각각 0.30, 0.41 hr^-1이다. f와 k_r 값의 범위가 통계적으로 다른가를 확인하기 위하여, 차이의 제곱합(sum of squares)에 근거한 95% 신뢰영역(confidence region)을 계산하여 수소 및 산소동위원소 결과를 f-k_r 면에 제시하였다(Seber and Wild, 1989). 얼음의 두 안정동위원소의 신뢰영역은 거의 겹쳐있으며, 이를 통해 두 안정동위원소의 동위원소교환상수는 통계적으로 유의미하게 다르다고 할 수 없을 것이다(Lee et al., 2009). 최고적합도를 나타내는 값은 두 안정동위원소 간에 차이가 나지만, 이는 물리적으로 설명할 수 없어 향후 추가적인 실험을 통해 규명할 수 있을 것으로 판단된다.

Fig. 4.

Confidence regions (95%) for estimates of parameters kr and f from oxygen (solid line, closed diamond) and hydrogen (dotted line, open diamond) isotopic measurements.

4. 결론 및 의미

얼음이 녹으면서 얼음이 녹은 물의 안정동위원소 값이 시간에 따라 어떻게 변화하고, 이 과정에서 동위원소교환상수 및 얼음이 동위원소교환반응에 얼마만큼 참여하는가는 용융실험과 1-D 모델결과를 비교해서 구할 수 있었다. 얼음의 두 안정동위원소인 산소와 수소동위원소는 액상의 물과의 동위원소 교환상수의 값에는 차이가 있었지만(산소와 수소 각각 0.30, 0.41 hr^-1), 95%의 신뢰구간이 거의 일치함을 보여 결론을 내리려면 조금 더 많은 실험이 필요할 것으로 판단된다. 또한, 본 실험에서 얼음이 동위원소 교환반응에 참여하는 정도는 산소와 수소동위원소가 각각 0.28, 0.20으로 계산되었다. 또한, 용융과정에서 산소와 수소의 안정동위원소의 선형관계에서 기울기는 6.64로 GMWL과는 차이를 보였으며, 이는 얼음과 얼음 속을 통과하는 물의 동위원소교환반응으로 설명할 수 있다.

극지역에서 빙하시료를 통해 온도를 복원할 때, 눈에서 얼음이 생성된 이후 어떠한 물리적과정도 일어나지 않아야 한다. 극지역의 기온상승과 해안지역에서 빙하시료를 획득하는 연구가 많아지면서, 이러한 지역에서 빙하의 용융이 발생된다면 얼음의 동위원소 값이 증가하게 되게 이를 통해 과거의 온도 복원은 따뜻한 쪽으로 오차를 발생하게 된다. 반대로, 빙하가 녹은 물이 다시 얼어 존재하게 된다면, 이는 원래 얼음보다 동위원소 값이 낮기 때문에, 과거의 온도 복원은 추운 쪽으로 오차를 발생하게 된다. 따라서 본 실험을 통해 얻은 결과는 빙하시료의 동위원소 값을 온도의 프록시로 사용하는 연구에 정확성을 평가하는 데에 도움이 될 것으로 판단된다.

최근에 빙하를 이용한 고기후복원 연구의 경향이 고해상도를 요구하면서, 빙하의 안정동위원소가 기존 온도의 프록시라는 가정에 위배 될 수 있는 요소에 대한 연구가 많이 보고되고 있다(Taylor et al., 2001). 극지역에서 눈의 안정동위원소는 해빙의 면적, 바람의 방향등 해수면의 온도 이외에도 영향을 줄 수 있는 요소가 많다(Abram et al., 2010). 해안에서 증발된 수증기가 응축되어 눈이 되고, 이러한 눈이 쌓여 빙하가 형성될 때 발생할 수 있는 물리적 과정이 동위원소분별을 일으키게 된다면 이는 과거의 온도를 복원하는 데에 오차를 일으키게 된다. 빙하를 이용하여 계절성과 같은 1년 미만의 시간 단위를 바탕으로 연구 수행하기 위해서는 눈에서 빙하로의 생성과정에 대한 연구가 필요할 것으로 판단된다.

Acknowledgments

이 연구는 극지연구소 “장보고기지 주변 빙권변화 진단, 원인규명 및 예측(PM17020)” 및 “빙하코어를 활용한 남극 빅토리아랜드 고해상도 기후·환경 복원연구(PE17040)”과제의 일환으로 이루어졌습니다.

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