제6장 탄소 순환 시스템(해양·화학적 메커니즘 ① )
해양·화학적 메커니즘
해양·화학적 메커니즘은 대기 중 이산화탄소(CO₂)가 해수에 용해되어 다양한 화학 반응을 통해 탄소가 저장되고 제거되는 과정에서 중요한 역할을 한다. 해양은 대기 중 CO₂를 물리적, 화학적 과정을 통해 흡수하고, 이 과정에서 해양은 대기에서 CO₂를 제거하는 주요 저장소로 기능한다.
이산화탄소(CO₂)의 해수면 순환
이산화탄소(CO₂)는 대기의 특정 고도에 집중적으로 존재하는 것이 아니라, 대기 전체에 비교적 균일하게 분포되어 있다. 그러나 대류권1)에 가장 많이 존재하며, 그 중에서도 주로 지표면 근처에서 높은 농도를 보인다. 이는 CO₂ 가 상대적으로 무거운 분자로서 대기 아래쪽에 집중되는 경향이 있기 때문이다.
CO₂는 대기 전체에 걸쳐 분포되어 있지만, 주로 지구 지표면과 가까운 대류권 하부에 높은 농도로 존재한다. 이는 자연적인 탄소 순환 과정(예: 화석 연료 연소, 호흡, 화산 활동 등)에서 CO₂가 대기 중에 방출된 후 빠르게 지구 지표면 근처로 퍼지기 때문이다.
지구 지표면 근처의 공기는 바람, 대류, 기압 변화에 따라 혼합되며, CO₂는 이러한 기류에 의해 육지의 지표면과 해수면에 쉽게 도달할 수 있다.
대기 중의 CO₂는 해수면과 직접 접촉하며, 물리적으로 해수에 용해된다. 해수는 지구 표면의 약 70%를 덮고 있기 때문에, 대기 중의 CO₂가 해수와 접촉할 기회는 매우 많다.
CO₂는 바람과 기류의 움직임에 의해 해수면으로 이동하며, 해수 면에 도달한 CO₂는 물에 용해될 수 있다. 특히, 바람이 강한 지역에서는 해수면이 교란되어 대기와 해수 간의 기체 교환이 더욱 활발하게 일어난다.
해수의 온도가 낮을수록 CO₂가 더 많이 용해될 수 있는데, 이는 CO₂가 찬 물에서 더 잘 녹기 때문이다. 따라서 극지방의 차가운 해양에서는 대기 중의 CO₂가 더 많이 흡수된다.
대기 중의 기류와 해양의 순환 시스템(예: 해류, 대양 순환)은 CO₂가 해수와 지속적으로 접촉할 수 있는 기회를 제공한다. 특히, 바람과 기류는 대기 중의 CO₂를 전 세계적으로 분포시키며, 해류는 해수면과 깊은 해양을 순환시키면서 CO₂가 해수와 섞이게 한다.
대기 중에서 흩어져 있는 CO₂가 바람과 대류를 통해 해수면과 접촉하는 과정은 대기의 하부 층과 해수 간의 자연스러운 상호작용이다. 이는 지구의 탄소 순환 과정에서 중요한 부분을 차지하며, 해양이 대기 중 CO₂를 흡수하고 고정하는 주요 메커니즘이라고 할 수 있다.
해양·화학적 메커니즘 개요
이산화탄소(CO₂) 흡수와 제거의 해양·화학적 메커니즘은 지구의 탄소 순환 시스템에서 핵심적인 역할을 한다.
대기 중 CO₂가 해양으로 흡수되어 장기적으로 고정되는 과정을 통해 지구의 기후는 안정성을 유지할 수 있다. 이 과정은 ① 용해도 펌프, ② 물리적 용해, ③ 화학적 반응, 그리고 ④ 탄산염 침전과 고정의 4가지 메커니즘을 통해 이루어진다. 각각의 메커니즘은 CO₂를 해양에 흡수하고 고정하는 데 중요한 역할을 하며, 이를 통해 해양은 대기 중 CO₂ 농도를 조절하고 있다.
그러나 CO₂ 농도가 대기 중에서 증가함에 따라, 해양은 더 많은 CO₂를 흡수할 수밖에 없다. 이는 대기와 해수의 pH를 낮추고 탄산염 이온의 농도를 감소시켜 해양 산성화로 이어진다. 이로 인해 탄산칼슘을 기반으로 하는 해양 생물들의 껍질과 골격 형성이 어려워지고, 생태계 전반에 걸친 악영향을 미칠 수 있다.
또한, 해양의 CO₂ 흡수 능력이 한계에 이르면, 대기 중 CO₂ 농도 상승 속도를 억제하는 해양의 역할도 약화될 수 있다. 이러한 변화는 지구의 기후 안정성과 탄소 순환 시스템 유지에 악영향을 미치고, 이로 인해 기후 변화와 해양 생태계의 불안정성을 심화시킬 수 있다.
그러면 이제부터 CO₂의 해양 화학적 메커니즘을 하나씩 살펴보자. 우선 이번 장은 용해도 펌프와 물리적 용해(동적 평형, 물리적 용해 평형 포함)에 대해 설명하고 화학적 반응과 탄산염 침전·고정의 메커니즘은 다음장에서 설명할 것이다.
용해도 펌프
용해도 펌프2)는 이산화탄소(CO₂)가 대기에서 해양으로 이동하여 흡수되는 과정이다. 이는 대기와 해양 간의 CO₂ 교환을 가능하게 한다.
CO₂는 해수 온도와 염분 농도에 따라 그 용해도가 달라지며, 차가운 해수는 더 많은 양의 CO₂를 흡수할 수 있다. 이 때문에 극지방이나 중위도 지역의 차가운 해양은 대기 중 CO₂를 효율적으로 흡수하여 해양의 중요한 탄소 저장고 역할을 한다.
CO₂는 바닷물과 반응해 탄산(H₂CO₃), 중탄산이온(HCO₃⁻), 탄산이온(CO₃²⁻) 같은 이온 형태로 변해 해수 내 존재하는데 이 전체를 묶어 용존 무기 탄소(DIC: Dissolved Inorganic Carbon)라고 부른다. 용해도 펌프는 이 무기 탄소(DIC)를 물리적 수송과 화학적 전환 과정을 통해 심해로 운반하여 장기 저장하는 해양 탄소 흡수 메커니즘이다. 즉, 용해도 펌프는 플랑크톤과 같은 해양 생물에 의해 CO₂가 생물학적 구조로 변환되는 과정을 의미한다.
그러니까 용해도 펌프(solubility pump)는 해양에서 CO₂를 흡수하고 깊은 바다로 운반하는 메커니즘을 설명하는 용어다. 이 과정은 대기 중의 CO₂가 해수에 용해되면서 일어나고, 주로 해양 순환을 통해 심해로 CO₂를 이동시키는 데 중요한 역할을 한다.
용해도 펌프 작동 원리는 다음과 같다.
이산화탄소(CO₂) 흡수
해양의 차가운 해수는 CO₂를 더 잘 용해시킨다. 차가운 물은 따뜻한 물보다 더 많은 양의 CO₂를 흡수할 수 있기 때문에, 특히 극지방이나 심해에서 CO₂가 많이 흡수된다.
해류에 의한 이동
차가운 해수는 밀도가 높아져 침강하고, 이 과정에서 CO₂가 해양의 깊은 곳으로 운반된다.
해수 온도와 용해도 관계
해수의 온도는 CO₂의 용해도에 중요한 영향을 미친다. 온도가 낮을수록 CO₂의 용해도가 높아지므로, 차가운 해수는 더 많은 CO₂를 흡수할 수 있다. 따뜻한 해수는 CO₂의 용해도가 낮기 때문에, 대기로 다시 방출되는 경향이 있다.
하지만 지구온난화로 인해 해양 온도가 상승하면, CO₂의 용해도가 낮아져 해양이 CO₂를 덜 흡수하게 된다. 이로 인해 더 많은 CO₂가 대기 중에 남아 온실효과를 더욱 가중시킬 수 있다.
해양이 대기 중 CO₂를 흡수하는 것은 지구 기후를 안정화시키는 중요한 자연적 과정이지만, 해양 온도는 이 과정에 큰 영향을 미친다.
용해도 펌프는 해양이 대기 중 CO₂를 흡수하여 깊은 바다로 이동시키는 과정으로, 해수의 온도와 순환이 중요하다. 이 과정은 대기 중 CO₂ 농도를 조절하는 중요한 메커니즘 중 하나다. 즉, 해수의 온도가 낮을수록 CO₂의 용해도가 높아지므로, 차가운 해수는 더 많은 CO₂를 흡수할 수 있고, 차가운 해수는 밀도가 높아져 침강하고, 이 과정에서 CO₂가 해양의 깊은 곳으로 운반되며, CO₂는 해류에 의해 깊은 바다로 이동하게 되며, 수백에서 수천 년 동안 해양에 갇혀 있게 된다.
물리적 용해3)
물리적 용해는 이산화탄소(CO₂)가 물리적으로 해수에 용해되는 과정이다. 대기 중 CO₂는 해수면에서 쉽게 용해된다. 용해는 대기와 해양 간 CO₂의 물리적 교환 관계, 즉 흡수와 방출의 평형 상태를 설명하는 것도 포함한다. 이 평형 상태가 깨지면 지구온난화가 발생한다. 흡수와 방출의 평형은 '동적 평형 상태'라고 하고, 평형 상태가 깨지는 것은 '물리적 용해 평형 상태'라고 하며, 이번 장 후반에 설명할 것이다.물리적 용해가 이루어진 후, CO₂는 해류와 바람에 의해 해양 내부로 이동하며, 이 과정에서 해저로 이동될 수 있다. 이는 대기 중 CO₂ 농도를 일시적으로 줄여주는 중요한 메커니즘이다.
대기 중 CO₂는 해수면에서 물과 접촉하면 물리적으로 용해된다. CO₂의 물리적 용해 과정은 가스가 액체(예: 물) 안으로 녹아드는 현상이다.
이 과정은 기본적으로 물리적인 상호작용으로 이루어지며, 화학 반응을 수반하지 않는다.
물리적 용해 과정은 ① CO₂ 의 해수면으로 이동 ➛ ② CO₂ 분자의 액체로 확산 ➛ ③ 해수면에서 CO₂ 용해 ➛ ④ 대기와 해양 간 CO₂ 흡수와 방출이 이루어지며 물리적 교환 평형 상태에 이르는 중요한 과정이다. 이러한 평형 상태에서 대기 중 CO₂ 농도가 증가하면, 해양이 더 이상 CO₂를 충분히 흡수하지 못하게 되면서 교환 평형이 깨진다. 그 결과, 해양의 흡수 능력이 감소해 대기 중 CO₂ 농도가 계속 증가하게 되고, 지구 온난화가 가속화된다.
물리적 용해 과정을 단계별로 설명하면 다음과 같다.
대기 중 이산화탄소(CO₂)의 해수면으로 이동
대기 중 CO₂는 대기와 해수 사이의 '부분 압력 차이'에 의해 해수로 이동한다.
여기서 말하는 ‘부분 압력(partial pressure)’이란, 혼합 기체 전체 압력 중 특정 기체가 차지하는 압력의 몫을 의미한다. 대기의 경우, 질소(N₂), 산소(O₂), 아르곤(Ar), 이산화탄소(CO₂) 등 여러 기체로 구성되어 있으며, 이들 전체가 만드는 압력을 전체 대기압이라 하고, 그중 CO₂가 차지하는 압력을 CO₂의 부분 압력(pCO₂)이라고 한다.
예컨대, 지구 평균 대기압이 약 1기압(1,013 hPa)이고, 대기 중 CO₂의 농도가 420ppm(0.042%)이라면, 이산화탄소의 부분 압력은 다음과 같이 계산된다. hPa는 헥토파스칼, 1기압은 atm(아트모스피어)로 읽는다.
· pCO₂= 몰 분율(xCO₂=420÷1,000,000) × 지구 평균 대기압(1,013hPa)= 0.00042×1013≈0.43 hPa
즉, 부분압력(pCO₂) 0.43hPa는 대기 전체 압력 중에서 CO₂가 차지하는 몫에 해당하는 압력값을 의미한다.
pCO₂, 즉 CO₂의 부분 압력(0.43hPa)은 CO₂가 바다에 얼마나 잘 녹을 수 있는지를 결정짓는 중요한 값이다. 예를 들어, 바다 표면 위 공기 중에 CO₂가 많고 그 압력이 높을수록, 바다는 더 많은 CO₂를 흡수하게 된다. 이 관계는 '헨리의 법칙'이라는 과학 법칙으로 설명되는데, 이 법칙은 '기체는 압력이 높을수록 액체에 더 잘 녹는다’는 원리를 말한다.
헨리의 법칙(Henry’s Law)은 기체가 액체에 용해될 때, 그 기체의 용해도는 기체의 부분 압력에 비례한다는 물리 화학적 원리를 말한다. 즉, 기체가 액체 표면에 접촉할 때, 그 액체 속에 녹아드는 기체의 양은 기체가 액체 위에서 가하는 부분 압력에 따라 결정된다는 뜻이다. 헨리의 법칙은 용해도 계산 시 사용하는 법칙이며 아래에서 다시 설명할 것이다.
대기 중 CO₂의 부분 압력과 해수 내 CO₂의 부분 압력 사이에 차이가 생기면, 기체는 고압에서 저압으로 이동하려는 성질에 따라 한쪽에서 다른 쪽으로 이동하게 된다. 이때의 압력 차이를 ΔpCO₂라고 하며, 아래와 같이 정의된다.
· ΔpCO₂ > 0 → 대기 중 CO₂ 농도가 높음 → 대기 → 해수로 CO₂ 흡수
· ΔpCO₂ < 0 → 해수 중 CO₂ 농도가 높음 → 해수 → 대기로 CO₂ 방출
이 메커니즘은 해양이 대기 중 CO₂를 흡수하거나 방출하는 주요 물리적 기반이며, 용해도 펌프(solubility pump) 작동의 핵심 원리를 이룬다.
북대서양의 고위도 해역은 수온이 낮고 염분이 높아 해수가 차가우며 밀도가 높다. 이로 인해 해수의 CO₂ 용해도가 높아지고, 해수 내 pCO₂(sea)는 낮게 유지된다. 따라서 ΔpCO₂가 항상 양수로 유지되어, 대기 중 CO₂가 지속적으로 해수로 흡수된다. 이후 차가운 해수는 밀도 증가로 인해 심층으로 가라앉고, 이 과정에서 용존 CO₂도 함께 심해로 운반되어 수백~수천 년간 저장된다. 이와 같은 물리-화학적 탄소 이동 과정은 지구 탄소 순환 시스템에서 대기 중 CO₂를 조절하고 장기 저장하는 자연적 메커니즘이다.
정리하면, 부분 압력은 혼합 기체 전체 압력 중 특정 기체가 차지하는 압력의 몫이며, 대기 중 CO₂의 부분 압력과 해수 내 용존 CO₂ 부분 압력 사이의 차이(ΔpCO₂)는 기체의 이동 방향을 결정한다. 이때 적용되는 헨리의 법칙은 기체의 용해도가 부분 압력에 비례한다는 원리로, CO₂가 바닷물에 얼마나 흡수되는지를 설명한다. 특히 북대서양 고위도 해역처럼 수온이 낮은 지역에서는 CO₂ 용해도가 높아 대기 중 CO₂가 해수로 흡수되고, 해류 순환에 따라 심해로 운반되어 장기 저장된다. 이는 탄소 순환과 기후 조절의 물리적 근간을 이루는 중요한 자연 과정이다.
이리하여 CO₂ 분자가 기체 상태에서 액체의 표면에 도달하면, 액체와 상호작용이 시작되고, 이때, CO₂ 분자가 액체 표면의 물 분자들과 인접하게 되고 '부분 압력'에 의해 용해도가 결정된다.
이산화탄소(CO₂) 분자의 액체로의 확산
CO₂ 분자가 ‘액체 표면’에 도착하면, 기체와 액체 사이의 농도 차이에 의해 ‘액체’로 확산된다. 이 과정은 주로 물질이 높은 농도(CO₂)에서 낮은 농도(해수)로 이동하는 확산에 의해 이루어진다. 농도가 높은 대기 중 CO₂ 또는 액체 표면에 있는 CO₂ 분자는 농도가 낮은 해수 쪽으로 이동하려는 경향을 가지며, 이로 인해 CO₂가 액체에 녹는다.
해수면에서 이산화탄소(CO₂) 용해
CO₂의 용해 과정은 헨리의 법칙에 의해 설명될 수 있다.
헨리의 법칙을 다시 설명하면, 일정한 온도에서 액체에 용해되는 기체의 양은 그 기체의 부분압력에 비례한다. 즉, 기체의 농도가 높거나 압력이 증가하면 더 많은 CO₂가 액체에 녹게 된다. 용해도 또한 온도에 영향을 받으며, 일반적으로 온도가 낮을수록 용해도는 증가한다. 여기서 "부분압력"을 다른 말로 하면 대기 중 CO₂의 농도를 의미한다.
헨리의 법칙은 우리가 탄산음료를 생각하면 쉽게 이해할 수 있다. 음료수를 병에 밀봉할 때, 병 안에 있는 CO₂ 기체는 높은 압력 하에 유지되기 때문에 음료수 속에 많이 녹아 있다. 병을 열면 그 압력이 떨어지면서 기체가 빠져나가고, 음료수 속에 녹아 있던 CO₂가 방울로 나와 거품이 생긴다. 이처럼 기체가 액체에 얼마나 잘 녹는지 그 기체가 주위에 얼마나 많은 압력(즉, 기체의 농도)을 받고 있느냐에 달려 있다. 헨리의 법칙은 바로 이런 상황을 설명한다.
다시 말하면, 차가운 물은 탄산음료를 더 오래 탄산이 남게 한다. 이것은 헨리의 법칙에 따르면, 온도가 낮을수록 기체가 액체에 더 잘 녹기 때문이다. 그래서 냉장고에 보관된 콜라나 사이다는 톡 쏘는 청량감이 오래 유지되며, 햇빛에 노출되어 따뜻해진 음료는 기체가 빠르게 증발하여 탄산이 빠지고 맛이 소위 '맹맹'(싱겁다)해지는 것이다.마찬가지로 차가운 해수도 대기 중 CO₂를 더 많이 흡수한다. 즉, 대기 중 CO₂ 농도가 높을수록, 해수에 더 많이 용해된다는 말이다.
해수의 물리적 특성(온도와 염도)에 따라 용해도가 달라진다. 온도가 낮고 염도가 낮을수록 CO₂의 용해도는 증가하여 해수가 더 많은 CO₂를 흡수할 수 있다.
용해도 계산 (예)
헨리의 법칙을 수식으로 표시하면 다음과 같다.
C=kH ⋅P
•C: 결과값으로 용해된 기체의 농도, 즉 기체가 액체에 용해된 농도를 말한다. 단위는 mol/L 이다.
•k_H: 헨리 상수(Henry’s constant)를 말하며 용해도와 압력 사이의 비례 관계를 나타내는 상수다. 기체의 종류와 온도에 따라 달라진다. 일반적으로 온도가 낮을수록 헨리 상수는 커지고, 이는 기체가 액체에 더 잘 녹는다는 것을 의미한다. 참고로 0°C일 때 헨리 상수는 약 0.077, 25°C일 때 약 0.034, 30°C일때 약 0.030로 계산된다. 따라서 찬 바닷물일수록 CO₂를 더 많이 흡수할 수 있다. 단위는 mol/(L·atm))이다.
•P: 기체의 부분압력, 즉 대기 중 CO₂ 몰 농도를 말한다. 단위는 atm이다. 현재 대기 중 CO₂ 농도는 420ppm이므로 몰 농도는 (420÷1,000,000) 0.000420기압(atm)이다.
이상의 데이터를 기준으로 현재의 용해도를 계산하면 다음과 같다.
현재 CO₂ 농도 420ppm은 0.000420기압(atm)이다. 용해도 계산시 헨리 상수는 CO₂ 용해도 연구나 기본적인 환경 연구에서 기준값으로 25°C를 자주 사용한다. 이 온도는 여러 실험, 연구, 그리고 이론적 계산에서 기준점으로 사용되며, 특히 물질의 물리적·화학적 특성(예: 헨리 상수, 반응 속도, 용해도 등)을 비교하거나 표준화할 때 자주 선택된다. 25°C일 때 헨리상수는 0.034mol이다. 헨리 상수의 단위가 mol/(L·atm)’로 표시되는 것에 알 수 있듯이 이는 기체의 부분 압력 1atm일 때 액체 1리터에 녹아 있는 기체의 몰 농도를 의미하므로 25°C의 물 1리터에 약 0.034 mol의 CO₂가 용해된다는 뜻이다.
따라서 용해도 계산시 헨리 상수는 25°C를 전제로 계산하면, C= 0.034 × 0.000420=0.00001428이다. 즉 용해도는 0.00001428mol이다.
즉, 즉 물 1리터에 0.00001428 mol의 CO₂가 용해된 상태를 의미한다. 이를 밀리그램(mg/L) 단위로 변환하면 1.428 × 10⁻⁵ mol/L는 약 0.628 mg/L 정도4)의 농도다. 즉, 1리터의 해수에 약 0.628밀리그램의 CO₂가 녹아 있다고 볼 수 있다.5)
해양에서 CO₂의 농도는 지역과 환경에 따라 차이가 있지만, 일반적으로 자연 상태에서 해수는 CO₂ 농도가 0.2 mg/L에서 1.0 mg/L 범위에 있다. 따라서 0.628 mg/L는 해양에서 일반적으로 발견되는 범위 내에 있다. 이는 해양이 대기 중 CO₂를 흡수하면서 나타나는 정상적인 수준이다.
산업화 이전의 대기 중 CO₂ 농도는 약 280ppm이었으며, 당시 해수에서 CO₂ 농도는 지금보다 낮았다. 그러나 현재 420ppm의 CO₂ 농도는 그보다 훨씬 높으며, 해양이 더 많은 CO₂를 흡수하고 있는 상황이다. 산업화 이전 용해도를 계산하면 당시 CO₂ 농도 약 280ppm이기 때문에 용해도는 약 0.406 mg/L이다. 산업화 이전과 비교하면 용해도는 0.628 - 0.406=0.222mg/L가 증가하였다고 볼 수 있다.
0.628 mg/L의 CO₂ 농도가 계산되어 나왔다는 것은 산업화 이후 해양 산성화가 지속적으로 진행되고 있음을 의미한다.
헨리의 법칙에 따라, 온도가 낮을수록 CO₂가 물에 더 잘 녹기 때문에, 차가운 해양은 더 많은 CO₂를 흡수한다. 그러나 대기 중 CO₂ 농도가 높아지면서 해양이 더 많은 CO₂를 흡수하게 되고, 해수의 pH가 낮아져, 이는 해양 산성화로 이어지고 해양 생태계에 영향을 미칠 수 있다.
대기와 해양 간 이산화탄소(CO₂) 교환 평형 상태
CO₂가 해수에 더 많이 용해됨에 따라 해양 산성화가 가속화되고, 이 과정은 대기와 해양 간의 CO₂ 교환에도 영향을 미치게 된다. 대기 중 CO₂ 농도가 증가할수록, 해양이 이를 더 많이 흡수하려 하지만, 이는 결국 대기와 해양 간의 교환 평형 상태에 변화를 일으킬 수 있다.
이제, 이 교환 평형 상태가 어떻게 형성되고 유지되며, 대기 중 CO₂ 농도 증가가 이러한 평형에 어떤 영향을 미치는지 살펴보자.
대기와 해양 간 CO₂ 교환이 이루어지는 과정에서 CO₂는 대기에서 해수로 이동하고, 해수면에서 용해되며, 시간이 지나면 두 시스템 간의 농도가 균형을 이루는 동적 평형 상태에 도달한다. 이 상태가 이루어지면 CO₂의 흡수와 방출 속도가 동일해져 순 이동(대기와 해수 사이 CO₂ 교환 차이 없는 상태)이 발생하지 않게 된다. 이를 대기와 해양 간 CO₂ 교환 평형 상태라고 한다.
예를 들어, 남극해와 북대서양은 해수가 차가워 CO₂의 용해도가 높기 때문에 CO₂를 주로 흡수하고, 적도 태평양과 인도양은 해수의 온도가 높아 CO₂의 용해도가 낮아지며, 이로 인해 해수에 용해된 CO₂가 대기로 주로 방출한다. 두 과정의 상호작용은 해양과 대기 간의 탄소 교환 균형을 이루는 데 중요한 역할을 한다.
이러한 교환 평형 상태는 대기와 해수 사이의 CO₂ ‘동적 평형상태’로 설명할 수 있다.
동적 평형 상태(Dynamic Equilibrium)
물리적 교환 평형 상태를 동적 평형 상태(Dynamic Equilibrium)라고 한다. 이는 정상적인 자연 상태에서 대기와 해수 간의 이산화탄소(CO₂) 교환이 원활하게 이루어지는 상황을 설명한다.
이 상태에서는 대기와 해수 간에 CO₂가 계속 교환되지만, 흡수와 방출이 동일한 속도로 이루어져 기후 시스템이 안정적인 상태로 유지된다. 이는 자연의 탄소 순환 시스템이 정상적으로 작동하는 상황으로 볼 수 있다.
🔸 동적 평형 상태란?
동적 평형 상태(Dynamic Equilibrium)는 서로 반대 방향의 두 과정(예: 물질 이동, 화학 반응 등)이 동일한 속도로 일어나 순 변화가 없는 상태를 의미한다. 다시 말해, 물질이 한 방향으로 이동하거나 반응이 일어나더라도, 반대 방향의 과정이 동시에 동일한 속도로 진행되므로, 전체 시스템의 농도나 상태는 시간이 지나도 변하지 않는다.
이 개념을 해양과 대기 사이의 이산화탄소(CO₂) 교환에 적용하면 다음과 같다.
대기 중 CO₂는 해수면과 접촉하며 끊임없이 해양으로 용해되고, 동시에 해수 내에 녹아 있던 CO₂는 다시 대기로 방출된다. 이 두 과정이 동일한 속도로 이루어질 때, 해수와 대기 사이에는 동적 평형이 형성되며, CO₂의 순 이동량은 0이 된다.
하지만 만약, 대기 중 CO₂가 급격히 증가하거나, 해수 온도가 상승해 CO₂의 용해도가 감소하거나, 해양의 물리적 혼합 또는 순환 능력이 저하되면, 해양은 증가한 CO₂를 즉각적으로 흡수하지 못하거나, 이미 용해된 CO₂를 효율적으로 대기로 방출하지 못하게 된다. 이때, 해수 내 CO₂ 농도는 일시적으로 증가하게 되며, 이로 인해 동적 평형이 무너지고 일시적 또는 지속적인 불균형 상태가 발생할 수 있다.
이 상태는 마치 한 쪽으로 물을 부으면서 동시에 같은 양의 물을 반대쪽으로 빼내는 것과 같다. 물이 계속해서 흐르지만, 그릇에 담긴 물의 양은 변하지 않는 것처럼, CO₂의 교환이 계속되지만 농도는 변하지 않는다.
대기와 해양 간 CO₂ 교환도 이와 마찬가지로, 대기에서 CO₂가 해수로 흡수되고, 동시에 해수에서 대기로 방출된다. 이 두 과정이 동일한 속도로 일어날 때, 전체 CO₂ 농도는 변하지 않고 균형을 이루게 된다.
동적 평형 상태는 대기와 해수 사이의 CO₂ 교환에 초점을 맞추고 있다. CO₂는 계속해서 대기에서 해수로, 해수에서 대기로 이동하지만, 전체적으로 흡수와 방출 속도가 같아지는 상태다. 이는 대기와 해수 사이에서 CO₂가 지속적인 교환이 일어나지만, 순 이동량은 변화가 없는 0이 되는 안정된 상태다. 이는 자연의 탄소 순환 시스템이 안정적으로 작동하고 있음을 의미한다.
예를 들어, 앞서 말한바와 같이 남극해나 북대서양의 차가운 해수는 CO₂를 흡수하는 능력이 더 크며, 적도 태평양과 같이 온도가 높은 해역에서는 CO₂가 대기로 더 많이 방출된다. 이 과정이 균형을 이루게 되면 대기와 해양 간의 CO₂ 교환 속도가 동일해지며, 농도가 안정된다.
🔸 이산화탄소(CO₂) 이동의 원인
그렇다면 대기외 해수 사이 CO₂ 교환은 왜 일어나는가? 그것은 앞서 설명한 바와 같이 대기와 해수 간의 CO₂ 물리적 교환관계, 즉 이동은 부분 압력 차이에 의해 발생한다. 이 과정은 대기와 해수 간의 부분 압력이 평형을 이룰 때까지 계속된다.
부분 압력은 대기 중 또는 해수에서 특정 기체가 차지하는 압력을 의미하며, 농도에 비례한다. 현재 대기 온실가스 중 CO₂ 농도는 420ppm이다.
이러한 이유로 대기 중 CO₂ 농도가 해수보다 높으면 CO₂는 자연적으로 대기에서 해수로 이동하고, 반대로 해수의 CO₂ 농도가 대기보다 높으면 CO₂는 해수에서 대기로 방출된다.
예를 들어 북대서양이나 남극해 같은 차가운 해역에서는 대기 중 CO₂ 농도가 상대적으로 높기 때문에, CO₂는 자연적으로 해수로 흡수된다. 차가운 물은 CO₂를 더 많이 용해할 수 있는 능력이 있어, 대기 중 CO₂가 해수로 이동하는 비율이 더 커진다. 이러한 흡수 과정은 해양이 대기 중 CO₂를 줄여주는 중요한 역할을 한다.
북대서양이나 남극해 같은 “차가운 해역에서는 대기 중 CO₂의 용해도가 높다”는 것은 그 지역에서 CO₂가 대기와 해양 사이에 효율적으로 교환된다는 의미다. 즉, 차가운 해역(예: 북대서양, 남극해)은 해수의 온도가 낮기 때문에, CO₂의 용해도가 높다. 차가운 물은 대기 중 CO₂를 더 많이 흡수할 수 있는 특성을 가지고 있다. 이 때문에 대기 중 CO₂가 차가운 해역에서 더 많이 흡수되며, 대기와 해양 간의 CO₂ 교환이 활발히 이루어진다는 것이다. 하지만 적도 태평양이나 인도양의 따뜻한 해역은 그 반대다.
적도 태평양이나 인도양의 따뜻한 해역에서는 해수의 CO₂ 농도가 대기보다 높아지면, CO₂가 자연스럽게 해수에서 대기로 방출된다. 따뜻한 물에서는 CO₂가 용해되기 어려워 대기로 더 많이 방출되는 경향이 있다. 예를 들어, 엘니뇨 현상이 발생할 때 적도 태평양의 해수 온도가 높아지면, 해수 속에 용해된 CO₂가 더 많이 대기로 방출된다. 이로 인해 대기 중 CO₂ 농도가 일시적으로 증가하는 현상이 발생할 수 있다.
🔸 탄소 순환과 동적 평형의 역할
지구의 탄소 순환 시스템은 해수와 대기 간의 CO₂ 교환을 통해 대기 중 CO₂ 농도를 조절하는 중요한 과정이다. 동적 평형 상태에서 해양은 대기 중 CO₂를 흡수하면서 동시에 일정량을 방출하여, 대기 중 CO₂ 농도가 적정 수준에서 유지할 수 있게 한다. 이 상태는 기후 시스템의 안정성을 유지하는 데 필수적이다.
🔸 자연에서의 에너지 최소화
자연은 항상 에너지를 최소화하려는 경향을 가지고 있다. 대기와 해양 간 CO₂ 이동은 농도나 압력 차이가 있을 때만 발생하며, 차이가 해소되면 더 이상 이동이 필요 없기 때문에 동적 평형 상태가 유지된다. 이 상태에서 에너지를 소모할 필요가 없게 되므로, 자연적으로 안정된 상태를 유지하게 된다.
🔸 기후 변화와 동적평형의 영향
동적 평형 상태는 지구 기후 시스템을 안정적으로 유지하는 데 기여하지만, 인위적인 온실가스 배출이 이 균형을 깨트릴 수 있다. 대기 중 CO₂ 농도가 급격히 증가하면, 해양의 CO₂ 흡수 능력이 포화 상태에 도달할 수 있고, 이는 자연적인 동적 평형 상태를 깨뜨리며, 대기 중 CO₂ 농도는 계속 증가하게 되어 지구 온난화는 심화되고, 기후 변화를 가속화시킬 수 있다.
🔸 현재 동적 평형 상태
동적 평형 상태는 대기와 해수 간의 CO₂ 교환이 지속되면서도 농도 변동이 없는 상태를 의미한다. 이는 지구의 탄소 순환과 기후 시스템의 안정성에 필수적인 역할을 한다.
그러나 현재 대기와 해수 간의 CO₂ 교환은 과거 산업화 이전의 동적 평형 상태에서 벗어나, 불균형 상태에 있다고 할 수 있다. 앞서 헨리의 법칙에 의해 산업화 이전 대기 중 CO₂ 농도 280ppm과 현재 420ppm일 때 해수의 용해도를 계산해 비교해 본 결과 산업화 이전 대비 약 0.204mg/L가 증가하였음을 알 수 있었다.
이는 인간 활동으로 인해 대기 중 CO₂ 농도가 급격히 증가하면서, 해양이 더 많은 CO₂를 흡수하려 하고 있지만, 이 흡수 속도가 충분히 따라잡지 못하는 상황이기 때문이다.
산업화 이후 화석 연료 사용, 산림 파괴 등으로 인해 대기 중 CO₂ 농도가 빠르게 증가했다. 현재 약 420ppm 수준으로 상승한 이 농도는 대기와 해양 사이의 부분 압력 차이를 크게 만들어, 해양이 더 많은 CO₂를 흡수하도록 유도하고 있다.
해양이 CO₂를 흡수하는 과정은 천천히 이루어지며, 이 과정에서 해양 산성화가 발생하고 있다. 해양이 대기 중 CO₂ 증가를 완전히 흡수하지 못해, 대기 중 CO₂ 농도가 계속 증가하고 있으며, 이는 기후 변화의 주요 원인이 되고 있다.
따라서 현재 동적 평형은 깨진 상태라고 할 수 있다. 과거에는 대기와 해양 간 CO₂의 흡수와 방출이 거의 동일한 속도로 이루어졌으나, 현재는 대기 중 CO₂ 농도가 급격히 증가하면서 이 평형이 깨졌다. 해양이 더 많은 CO₂를 흡수하려 하지만, 이 과정은 한계가 있고 흡수된 CO₂는 해양 산성화를 유발해 생태계에 부정적인 영향을 미치고 있다.
물리적 용해 평형 상태(Saturation Equilibrium)
물리적 용해 평형 상태(Saturation Equilibrium)는 탄소 순환 시스템의 불균형을 나타낸다. 이 상태에서는 해수가 이산화탄소(CO₂)를 더 이상 용해할 수 없는 포화 상태에 도달하여, 해양이 추가적인 CO₂를 흡수하지 못하는 상황을 의미한다. 이는 대기 중 CO₂ 농도가 계속 증가함에도 불구하고 해양이 CO₂를 더 이상 흡수하지 못하는 상태로, 결과적으로 탄소 순환 시스템이 정상적으로 작동하지 않는 불균형 상태를 반영한다.
🔸 이산화탄소(CO₂)의 용해 과정
대기 중 CO₂는 해수면에서 부분 압력 차이에 의해 해수로 흡수된다. CO₂는 물에 용해되며, 해수의 물리적 특성(온도와 염도)에 따라 용해도가 달라진다. 온도가 낮고 염도가 낮을수록 CO₂의 용해도는 증가하여 해수가 더 많은 CO₂를 흡수할 수 있다.
🔸 포화 상태 도달
CO₂가 해수로 용해되다가 일정 수준에 도달하면, 해수는 더 이상 CO₂를 흡수할 수 없는 포화 상태가 된다. 이때, 용해된 CO₂와 대기로 방출되는 CO₂의 양이 같아지면서 더 이상 순 용해가 발생하지 않는 상태가 된다. 이 상태에서, CO₂는 물리적 한계에 도달하여 추가적인 흡수가 일어나지 않게 된다.
🔸 온도와 용해도의 관계
온도가 높아지면 해수의 CO₂ 용해도는 감소한다. 이는 따뜻한 물이 CO₂를 덜 용해하는 특성 때문이다. 따라서 지구 온난화로 인해 해양 온도가 상승하면, 해수는 CO₂를 더 이상 효과적으로 흡수하지 못하고, 물리적 용해 평형 상태가 더 빨리 도달하게 된다. 이 상태에서는 해양이 대기 중 CO₂ 농도 증가에 대응하지 못하고 기후 변화 가속화가 발생할 수 있다.
동적평형 상태와의 관계6)
물리적 용해 평형 상태와 동적 평형 상태는 모두 대기와 해양 사이에서 CO₂가 주고받는 과정을 설명하는 개념이지만, 그 의미와 작용 방식에서 뚜렷한 차이가 있다.
우선, 물리적 용해 평형 상태란 해수가 대기 중의 CO₂를 흡수할 수 있는 물리적 한계에 도달한 상태를 말한다. 이 상태에서 해수는 더 이상 CO₂를 용해시킬 수 없으며, 대기와 해수 사이의 CO₂ 부분 압력(pCO₂)이 같아져 CO₂가 해수로 순수하게 이동하는 흐름이 정지된다. 이는 마치 스펀지가 물을 흡수하다가 어느 순간 더 이상 물을 흡수하지 못하고 흘려보내는 상태와 같다. 이때 CO₂ 분자들은 일부 이동하긴 하지만, 전체적으로는 해수가 더 이상 CO₂를 받아들일 수 없는 ‘포화 상태’에 이른 것이다. 이처럼 물리적 용해 평형은 정적인 특성을 가지며, 해양의 CO₂ 흡수 능력이 물리적으로 제한되었음을 의미한다.
반면, 동적 평형 상태는 CO₂가 대기에서 해수로, 또는 해수에서 대기로 지속적으로 이동하고 있지만, 그 이동 속도가 서로 같아져 전체적인 농도 변화가 일어나지 않는 상태를 말한다. 즉, CO₂ 분자 수준에서는 활발한 교환이 계속 일어나지만, 대기와 해양의 CO₂ 농도는 일정하게 유지된다. 이는 마치 사람들이 두 줄로 서로 물건을 주고받는 상황에서, 받는 속도와 주는 속도가 같아 결국 양쪽의 물건 수가 변하지 않는 것과 비슷하다. 이 경우, CO₂의 흡수와 방출은 계속 일어나지만 순 이동량은 0이 되며, 평형이 유지된다. 따라서 동적 평형은 움직임 속에서의 균형을 뜻하며, 해양이 CO₂를 더 흡수할 수 있는 잠재력이 남아 있는 상태일 수도 있다.
두 상태는 모두 ‘평형’이라는 점에서는 공통되지만, 물리적 용해 평형은 용해 가능한 최대치에 도달한 상태, 즉 흡수의 한계점이며, 동적 평형은 계속된 교환 속도 사이의 균형, 즉 시스템이 움직이는 가운데 유지되는 균형이라는 점에서 차이가 있다.
지구온난화가 진행되면서 해양의 온도가 상승하고, 이로 인해 물리적 용해 한계에 빨리 도달하게 되는 경우, 해양의 탄소 흡수 능력은 점차 줄어들 수 있다. 이는 장기적으로 대기 중 CO₂ 농도를 조절하는 자연적 완충기능이 약화될 수 있다는 것을 의미한다.
물리적 용해 평형 상태의 예시
🔸 북극해와 남극해의 해양 포화 상태
북극해와 남극해 같은 극지방의 차가운 해역은 해수 온도가 낮기 때문에 CO₂를 더 많이 흡수할 수 있는 능력이 있다. 하지만 지구 온난화로 인해 극지방의 해수 온도가 상승하면서, 이 지역도 결국 물리적 용해 평형 상태에 도달할 가능성이 높아지고 있다. 해양이 더 이상 CO₂를 흡수하지 못하면, 대기 중 CO₂ 농도가 계속해서 증가할 것이다. 이는 기후 변화의 가속화를 초래할 수 있는 중요한 지표다.
🔸 엘니뇨 현상7)
엘니뇨 기간 동안 태평양의 해수 온도가 상승하면서, 해양은 CO₂ 흡수 능력이 감소하게 된다. 이로 인해 해수에서 대기로 더 많은 CO₂가 방출되고, 대기 중 CO₂ 농도가 증가하는 현상이 발생할 수 있다. 이 상태에서 해양의 CO₂ 흡수 능력이 포화 상태에 도달하면, 더 이상 CO₂를 흡수하지 못해 물리적 용해 평형 상태가 발생한다.
물리적 용해 과정 요약
오늘날 해양은 인간 활동으로 인해 증가한 이산화탄소(CO₂)를 대기로부터 흡수하는 중요한 역할을 하고 있다. 해양은 약 146조 톤의 CO₂를 저장하고 있으며, 이 양은 대기 중의 CO₂ 3조 2천억 톤보다 45배 이상 많다. 해양과 대기는 매년 약 150억 톤 이상의 탄소를 CO₂ 형태로 교환한다.
대기 중 CO₂ 농도가 증가함에 따라 해양은 더 많은 CO₂를 흡수하고 있으며, 매년 인간 활동으로 인해 배출되는 CO₂의 약 25~30%를 흡수한다. 이로 인해 지구 온난화가 억제되었다. 탄소는 다양한 형태로 대기와 해양 사이를 이동하며, 이를 통해 탄소 순환이 이루어진다.
자연적인 교환 평형 상태는 대기와 해양이 CO₂를 주고받으며, 지구의 탄소 순환과 기후 시스템을 안정적으로 유지하는 중요한 역할을 한다. 이 상태에서는 CO₂ 교환이 활발하게 일어나며, 기후 시스템도 비교적 안정적으로 유지된다.
그러나 인간의 활동으로 인해 대기 중 CO₂ 농도가 빠르게 증가하면서, 자연적인 동적 평형이 깨지고 있다. 해양은 더 이상 증가하는 CO₂ 농도를 모두 흡수할 수 없으며, 물리적 용해 평형 상태에 도달하여 CO₂의 흡수 한계에 직면하게 된다.
이 한계에 도달하면 해양이 대기 중의 CO₂를 더 이상 흡수하지 못하고, 탄소 순환에 문제가 생길 수 있다. 이 현상은 탄소 순환 시스템의 붕괴 가능성과 연관된다.
이 상태에서는 해양이 CO₂를 더 이상 효과적으로 흡수하지 못하게 되면서, 대기 중 CO₂ 농도는 계속해서 증가하고, 기후 변화가 가속화된다.
하지만 앞으로 넷 제로(net zero), 즉 CO₂ 순 배출량을 0으로 만들수 있다면 해양은 여전히 CO₂를 흡수하고, 이를 해양 순환과 화학적 반응을 통해 심층부로 이동시켜 탄산염 형태로 저장할 수 있다. 이 과정은 수천에서 수십만 년에 걸쳐 일어나며, 대기 중 CO₂ 농도를 조절하는 데 중요한 역할을 한다.
그러나 CO₂ 배출이 계속되면, 해양이 더 많은 CO₂를 흡수할 수 있는 능력은 한계에 도달할 수 있다. 넷 제로를 달성함으로써 해양은 안정적인 탄소 저장고로 기능하며, 기후 변화 완화에 큰 기여를 할 수 있다.
물리적 용해 과정을 통해 해양이 대기 중 CO₂를 흡수하는 데 중요한 역할을 한다는 것을 알 수 있다. 하지만, CO₂가 단순히 해수에 용해되는 것만으로는 해양이 장기적으로 CO₂를 저장할 수 없다. CO₂가 해양 내부로 이동하여 장기적으로 저장되기 위해서는 해양의 복잡한 화학적 메커니즘이 작동해야 한다. (끝)
각주
1) 대류권은 지표면에서 약 10~15km 높이까지의 대기층으로, 기상 현상과 인간 활동이 주로 이 층에서 발생한다.↩
2) https://en.wikipedia.org/wiki/Solubility_pump?utm_source=chatgpt.com ↩
3)https://www.whoi.edu/multimedia/co-solubility-pump/?utm_source=chatgpt.com ↩
4)) "1.428 × 10⁻⁵ mol/L(0.00001428몰)“을 mg/L로 변환하려면, 몰농도(mol/L)를 질량 농도(mg/L)로 변환하는 과정에서 이산화탄소(CO₂)의 몰질량을 사용해야 한다. 이산화탄소(CO₂)의 몰질량은 44.01 g/mol이다. 이것을 다시 g을 mg로 변환하기 위한 배율 1 g = 1000 mg이기 때문에 엑셀함수는 “=1.428E-5 * 44.01 * 1000”를 입력하면 된다. 그러면 0.628이 나온다. ↩
5) 1리터의 물에 1밀리그램은 매우 적은 양이다. 예를 들어, 1g의 설탕을 물에 넣는 것과 비교해 보면, 1밀리그램은 1그램의 1/1000로, 눈에 보이지 않을 정도로 적은 양이다. 1그램은 1/4 티스푼 정도의 양이다. 그러나 만약 그 불순물이 납, 수은, 또는 다른 독성 물질이라면 0.61 mg/L 농도도 건강에 해로울 수 있다. 예를 들어, 세계보건기구(WHO)는 식수 내 납 농도의 최대 허용치를 0.01 mg/L로 규정하고 있다. 따라서 유해 물질이라면 0.61 mg/L은 위험하다. ↩
https://en.wikipedia.org/wiki/Dynamic_equilibrium_%28chemistry%29?utm_source=chatgpt.com
https://www.nature.com/articles/s43247-025-02380-4.pdf?utm_source=chatgpt.com ↩
7) 엘니뇨(El Niño) 현상은 적도 부근의 동태평양, 특히 페루와 에콰도르 연안의 해수면 온도가 비정상적으로 상승하면서 발생하는 기후 이상 현상이다. 이 현상은 수개월에서 1년 이상 지속되며, 전 지구적 기상 패턴에 커다란 영향을 미친다. 본래 '엘니뇨'라는 말은 스페인어로 ‘아기 예수’를 뜻하는데, 이는 페루 어부들이 매년 크리스마스 무렵 따뜻한 해류가 찾아오는 현상을 그렇게 불렀던 데서 유래되었다.
평상시, 무역풍(동쪽에서 서쪽으로 부는 바람)은 적도 태평양의 따뜻한 표층수를 서쪽, 즉 인도네시아와 호주 인근 해역으로 몰아내고, 그 결과 동쪽 태평양(페루 연안)에서는 차가운 심층수가 위로 솟구치는 ‘용승’ 현상이 일어난다. 이 냉수는 영양분이 풍부해 해양 생태계에 활력을 불어넣고, 어업에도 큰 도움이 된다. 이러한 상태는 대기와 해양의 균형이 유지된 상황으로, ‘중립기’ 혹은 ‘라니냐’ 상태라고 부른다.
하지만 엘니뇨가 발생하면 이 무역풍이 약화되거나 방향이 바뀌면서 해류 순환이 역전된다. 따뜻한 표층수가 다시 동쪽으로 이동하면서 동태평양의 해수면 온도가 급격히 상승하고, 차가운 심층수의 용승은 억제된다. 그 결과, 페루 연안의 바다는 따뜻하고 영양분이 부족한 물로 채워지며, 생태계가 교란되고 어획량이 급감하게 된다.
엘니뇨는 단지 해양의 온도 변화에 그치지 않고, 대기의 대순환까지 바꾸어 놓는다. 대기의 흐름이 바뀌면 강우 패턴과 기온, 바람 등에도 영향을 미쳐 전 세계적으로 이상기후가 발생한다. 예를 들어, 남아메리카 서해안에서는 폭우와 홍수가, 인도네시아와 호주에서는 가뭄과 산불이 일어나고, 북미 지역은 겨울 기온이 상승하거나 비가 많이 오는 등의 변화를 겪는다. 동아시아 역시 엘니뇨의 영향을 받는데, 특히 한국에서는 여름철 강수량이 증가하거나 폭염이 심해지고, 겨울철 한파가 다소 완화되는 경향이 있다.
엘니뇨는 자연스러운 기후 변동 현상이지만, 최근 지구온난화로 인해 그 강도와 빈도가 더욱 불규칙해지고 있으며, 지구 평균기온을 일시적으로 더 끌어올리는 요인으로도 작용하고 있다. 실제로 기후과학자들은 엘니뇨와 지구온난화가 상호작용하면서 기후 시스템의 불안정성을 키우고 있다는 점에 주목하고 있다. 엘니뇨의 반대 현상은 ‘라니냐(La Niña)’로, 동태평양의 해수면 온도가 평년보다 낮아지고 무역풍이 강해지면서 냉수 용승이 활발해지는 상태를 말한다. 엘니뇨와 라니냐는 교대로 나타나며, 이들을 통틀어 ‘ENSO(El Niño–Southern Oscillation, 엘니뇨-남방진동)’라고 부른다. ENSO는 전 지구적 기후 변동의 중요한 메커니즘으로, 현대 기후학에서 매우 핵심적인 연구 대상이다.
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https://www.climate.gov/enso?utm_source=chatgpt.com
https://en.wikipedia.org/wiki/El_Ni%C3%B1o%E2%80%93Southern_Oscillation? 4. utm_source=chatgpt.com
https://www.pmel.noaa.gov/elnino/?utm_source=chatgpt.com
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