해수 속의 용존 기체(산소 및 이산화탄소)

해수 속의 용존 산소는 주로 대기로부터의 용해와 수중 광합성 과정을 통해 생성된다. 대기 중의 산소는 해수면에서 기체 교환을 통해 해수로 용해되며, 이 과정은 해수의 난류 강도와 표면 온도에 크게 영향을 받는다. 한편, 해양 식물 플랑크톤과 해조류가 수행하는 광합성은 해수 내 산소 생산의 가장 중요한 내부 공급원이다. 이들은 태양 에너지를 이용해 이산화탄소와 물로부터 유기물을 합성하며, 부산물로 산소를 방출한다[2].

용존 산소의 주요 소비 과정은 해양 생물의 호흡과 유기물의 분해이다. 모든 해양 동물과 식물, 박테리아는 호흡을 통해 산소를 소비하여 에너지를 얻는다. 또한, 사망한 생물체의 유기물 잔해가 박테리아에 의해 분해될 때에도 다량의 산소가 사용된다. 특히, 유기물이 풍부한 저층이나 빈산소 수괴 지역에서는 분해 과정이 집중적으로 일어나 산소 농도가 급격히 낮아진다. 화학적 산화 반응도 일부 산소를 소비하는 요인이다.

생성과 소비의 균형은 공간과 시간에 따라 크게 달라진다. 표층 수역은 광합성과 대기 교환이 활발하여 일반적으로 산소가 풍부한 반면, 중층 이하에서는 빛이 도달하지 않아 광합성이 중단되고 호흡과 분해만 지속되므로 산소 농도가 감소한다. 계절적으로는 봄과 여름에 조류 대번성이 일어나면 광합성에 의한 산소 생성이 극대화되지만, 번성 후 유기물의 대량 분해가 뒤따르면 오히려 산소 고갈 현상이 발생할 수 있다.

해수 속 용존 산소 농도의 수직 분포는 일반적으로 표층에서 높고 심층으로 갈수록 감소하는 패턴을 보인다. 표층수는 대기와 직접 접촉하여 기체 교환이 활발하고, 광합성을 하는 식물 플랑크톤이 풍부하기 때문에 용존 산소 농도가 높다. 그러나 일정 수심 아래로 내려가면 빛이 도달하지 않는 무광층이 되어 광합성이 중단되고, 호흡과 유기물 분해 과정에서 산소가 소비되기 때문에 농도가 급격히 감소한다. 최소 산소층 아래의 심해에서는 해수 순환에 의해 공급된 산소가 서서히 소비되며, 일반적으로 표층보다 낮은 농도를 유지한다.

계절에 따른 변화는 주로 수온 변화와 생물 활동의 강도, 그리고 해수의 성층 구조 형성과 관련이 있다. 봄과 여름에는 수온 상승과 일조량 증가로 식물 플랑크톤의 대량 번식(춘계 대발생)이 일어나 표층의 용존 산소 농도가 매우 높아진다. 동시에 수온 상승은 해수의 성층을 안정화시켜 상층과 하층의 수직 혼합을 억제한다. 이로 인해 표층에서 생성된 산소는 심층으로 쉽게 공급되지 못하고, 심층에서는 산소 소비만 지속되어 산소 최소층이 두드러지게 나타난다.

가을과 겨울에는 표층수가 냉각되고 바람이 강해지며, 성층이 약화되거나 무너진다. 이 시기에는 대규모의 수직 혼합이 발생하여 표층의 산소가 풍부한 해수가 심층으로 공급되고, 심층의 영양염이 표층으로 올라와 다음 봄의 생물 활동을 준비한다. 따라서 겨울철에는 수직 농도 차이가 뚜렷하게 줄어들며, 전체 수층의 용존 산소 농도가 비교적 균일해지는 경향을 보인다.

이러한 수직 분포와 계절 변화는 해양 생태계의 구조와 생지화학적 순환에 직접적인 영향을 미친다. 특히 산소 최소층의 확대와 강화는 최근 기후 변화와 관련하여 중요한 연구 주제가 되고 있다[3].

용존 산소 농도는 해양 생태계의 건강과 생산성을 결정하는 핵심 요소이다. 호흡을 통해 에너지를 얻는 대부분의 해양 생물은 용존 산소에 절대적으로 의존한다. 따라서 용존 산소 농도가 낮아지는 빈산소수괴 지역에서는 생물 다양성이 급격히 감소하며, 고착성 생물이나 운동성이 낮은 생물이 먼저 영향을 받는다. 저서생물과 같은 생물군은 특히 취약하다.

용존 산소 수준은 생물의 분포와 행동에도 직접적인 영향을 미친다. 많은 어류와 동물성 플랑크톤은 적정 산소 농도를 유지하기 위해 수직 또는 수평으로 이동한다. 이는 어획 가능한 어류 자원의 분포 변화로 이어져 수산업에 영향을 줄 수 있다. 또한, 만성적인 저산소 상태는 생물의 성장률을 저하시키고 생식 능력을 약화시키며, 질병에 대한 저항력을 낮추는 등 생리적 스트레스를 유발한다.

극단적으로 용존 산소 농도가 거의 0에 가까워지는 무산소 상태가 지속되면, 황화수소를 생성하는 황환원균과 같은 혐기성 미생물이 번성한다. 이러한 환경은 대부분의 해양 생물에게 치명적이며, 대규모 폐사 사건을 초래할 수 있다. 역사적으로 해양에서 발생한 대량 절멸 사건 중 상당수는 광범위한 빈산소 상태와 연관되어 있다[4].

해양은 대기 중 이산화탄소의 중요한 흡수원으로 작동하며, 지구의 탄소 순환에서 핵심적인 역할을 담당한다. 해수는 대기와 접촉하는 표층을 통해 기체를 교환하는데, 특히 이산화탄소는 물에 비교적 잘 녹는 성질을 가지고 있다. 해양이 흡수하는 이산화탄소의 양은 매년 약 20억~25억 톤에 달하는 것으로 추정되며, 이는 인간 활동으로 배출되는 양의 약 4분의 1을 상쇄하는 규모이다[6].

해양의 이산화탄소 흡수는 주로 물리적, 화학적, 생물학적 과정을 통해 이루어진다. 물리적 과정에서는 대기와 해수 사이의 기체 분압 차이가 원동력이 되어, 대기 중 농도가 높은 이산화탄소가 해수로 용해된다. 이렇게 표층에 용해된 이산화탄소는 해수의 대규모 순환, 즉 열염순환에 의해 심해로 수송된다. 생물학적 펌프라고 불리는 과정에서는 식물플랑크톤이 광합성을 통해 용존 이산화탄소를 유기물로 전환하고, 이 유기물이 죽거나 배설물 형태로 심해로 가라앉으며 탄소를 장기간 저장한다.

이 과정의 효율은 해역에 따라 크게 다르다. 일반적으로 수온이 낮은 고위도 지역은 이산화탄소의 용해도가 높아 흡수량이 많으며, 플랑크톤 번성이 활발한 지역에서는 생물학적 펌프가 강하게 작동한다. 반면, 수온이 높은 적도 지역이나 이산화탄소가 과포화된 일부 해역에서는 오히려 대기로 이산화탄소를 방출하기도 한다. 해양의 이산화탄소 흡수 능력은 수온, 염분, 해류, 생물 활동 등 다양한 요인의 영향을 받으며, 이는 기후 변화와 긴밀하게 연결되어 있다.

해양은 대기 중 이산화탄소의 주요 저장소 역할을 하며, 지구 탄소 순환에서 핵심적인 구성 요소이다. 해수에 용존하는 이산화탄소는 다양한 화학적 형태([7])로 존재하며, 해양 표층과 대기 사이에 지속적으로 교환된다. 이 과정은 해양 생물의 광합성과 호흡, 유기물의 침강과 분해, 그리고 해수의 물리적 순환에 의해 조절된다. 해양은 산업화 이후 대기로 방출된 인위적 이산화탄소의 약 30%를 흡수하여 기후 변화를 완화하는 중요한 역할을 해왔다.

그러나 대기 중 이산화탄소 농도 증가에 따라 해양으로 유입되는 이산화탄소의 양도 증가하면서, 해수의 화학적 평형이 변화하고 있다. 해수에 용해된 이산화탄소는 물과 반응하여 탄산을 형성하고, 이는 해리되어 수소 이온과 탄산수소염 이온, 탄산염 이온을 생성한다. 이 과정에서 해수 내 수소 이온 농도가 증가하게 되며, 이 현상을 해양 산성화라고 부른다. 해양 산성화는 해수의 pH를 낮추는 방향으로 작용한다.

해양 산성화는 탄산칼슘으로 껍데기나 골격을 만드는 많은 해양 생물에 직접적인 영향을 미친다. 수소 이온 농도가 증가하면 탄산염 이온 농도가 상대적으로 감소하여, 생물이 탄산칼슘을 침전시키기 어려워진다. 이는 산호, 이매패류, 일부 플랑크톤 등에게 생리적 스트레스를 주거나 껍데기 형성을 방해할 수 있다. 궁극적으로 이는 해양 생태계의 구조와 생물 다양성, 그리고 어업 등 인간 사회에 의존하는 자원에 광범위한 영향을 줄 수 있는 중요한 환경 문제로 대두되었다.

해수 속의 용존 이산화탄소는 단일한 화학종이 아닌, 서로 평형을 이루며 존재하는 여러 종류의 화학 형태를 총칭한다. 이를 용존 무기탄소(DIC)라고 부른다. DIC는 주로 물리적으로 용해된 이산화탄소 기체(CO₂(aq)), 탄산(H₂CO₃), 탄산수소 이온(HCO₃⁻), 그리고 탄산 이온(CO₃²⁻)으로 구성된다. 이들 종은 해수의 pH에 따라 그 비율이 결정되며, 서로 빠르게 변환된다.

일반적인 해양 표층수의 pH(약 8.1)에서는 DIC의 대부분(약 90%)이 탄산수소 이온(HCO₃⁻) 형태로 존재한다. 탄산 이온(CO₃²⁻)이 약 9%, 물리적으로 용해된 CO₂와 탄산(H₂CO₃)은 합쳐서 약 1% 미만을 차지한다[8]. 이 평형 관계는 다음과 같은 연쇄 반응으로 설명된다.

해수의 pH가 낮아지면(산성화) 평형은 CO₂(aq) 생성 방향으로 이동하며, HCO₃⁻와 CO₃²⁻의 비율은 감소한다. 반대로 pH가 높아지면 평형은 CO₃²⁻ 생성 방향으로 이동한다. 이러한 화학적 평형은 해양 완충 능력을 결정하는 핵심 메커니즘이며, 대기 중 이산화탄소 농도 변화에 따른 해수 pH 변화를 일부 상쇄하는 역할을 한다.

수온은 해수에 용해될 수 있는 기체의 양에 가장 큰 영향을 미치는 물리적 요인이다. 일반적으로 수온이 낮을수록 기체의 용해도는 증가한다. 차가운 해수는 분자 운동이 느려져 기체 분자가 물 분자 사이에 포착되기 쉽기 때문이다. 따라서 극지방의 차가운 해수는 적도 지역의 따뜻한 해수보다 더 많은 용존 산소와 용존 이산화탄소를 함유할 수 있다. 이 원리는 해양 순환과 기후 변화 연구에서 중요한 의미를 지닌다.

염분 역시 기체 용해도에 영향을 미친다. 염분이 증가하면 대부분의 기체 용해도는 감소하는 경향을 보인다. 이는 염분이 높은 해수에 존재하는 많은 이온이 물 분자를 강하게 끌어당겨, 기체 분자가 용해되기 위한 공간을 줄이기 때문이다. 순수한 물에 비해 염분 35psu(실용염분단위)의 전형적인 해수에서는 같은 온도에서 산소 용해도가 약 20% 낮아진다.

수온과 염분의 영향은 종종 함께 고려되며, 이 두 요소를 결합한 포화 용해도는 표로 정리되어 널리 사용된다. 다음은 해수(염분 35psu)에서의 용존 산소 포화 농도 예시이다.

실제 해양에서는 수온과 염분의 공간적 분포가 복잡하게 얽혀 기체 용해도의 분포를 결정한다. 예를 들어, 고위도 지역의 표층수는 수온이 낮아 기체 용해도가 높지만, 강수나 융빙으로 인해 염분이 낮아지는 경우가 많다. 반면, 아열대 고기압 해역은 수온이 높고 증발이 활발해 염분이 높아, 기체 용해도가 상대적으로 낮은 조건을 만든다. 이러한 물리적 조건의 차이는 해양 생태계의 생산성과 탄소 순환 패턴을 이해하는 데 필수적이다.

해수 속 기체의 용해도는 수압에 직접적인 영향을 받는다. 일반적으로 기체의 용해도는 압력이 증가함에 따라 비례하여 증가한다. 이는 헨리의 법칙으로 설명할 수 있는데, 일정 온도에서 압력이 높아질수록 액체에 용해되는 기체의 양이 많아진다[10].

수심이 깊어질수록 물기둥의 무게로 인해 정수압이 증가한다. 따라서 표층수에 비해 심해수에는 더 많은 양의 기체가 용해되어 있다. 예를 들어, 표층에서 포화 상태인 해수가 심해로 침강하면, 주변의 높은 압력으로 인해 더 많은 기체를 용해할 수 있는 능력을 가지게 된다. 이는 심층 순환과 함께 해양 내 기체의 수직적 재분포에 중요한 역할을 한다.

그러나 실제 해수에서 관측되는 용존 기체의 농도는 단순히 압력에 의한 용해도만으로 결정되지 않는다. 심해는 대기와의 직접적인 교환이 거의 이루어지지 않는 공간이며, 현재의 용존 기체 농도는 수백 년에서 수천 년 전에 표층에서 침강한 해수괴의 특성을 반영하는 경우가 많다. 따라서 높은 압력 환경은 기체를 물리적으로 포획하여 오랜 기간 동안 보존하는 역할을 하기도 한다.

해수의 순환은 표층과 심층 사이의 물질 교환을 통해 용존 기체의 분포를 결정하는 핵심 과정이다. 대표적인 순환 패턴인 열염 순환은 고위도 지역에서 표층수가 냉각되어 밀도가 높아지고 가라앉으며, 이 과정에서 대기로부터 포화된 기체를 심해로 운반한다. 이렇게 형성된 심층수는 수백 년에서 수천 년에 걸쳐 전 지구를 순환하며, 용존 산소와 용존 이산화탄소를 지구 규모로 재분배한다. 한편, 해류와 난류는 수평 방향으로 기체를 이동시켜 지역적 불균형을 완화하는 역할을 한다.

해양 생물의 광합성과 호흡 활동은 용존 기체 농도에 직접적인 영향을 미친다. 식물 플랑크톤은 광합성을 통해 표층수에서 이산화탄소를 소비하고 산소를 방출한다. 이 과정은 주로 유광층에서 일어나며, 계절에 따라 일사량과 영양염 공급량이 변함에 따라 그 강도도 크게 달라진다. 반면, 해양 생물의 호흡과 유기물 분해는 산소를 소비하고 이산화탄소를 발생시킨다. 특히, 심해로 가라앉은 유기물이 세균에 의해 분해되는 과정은 심층수의 산소 농도를 감소시키고 이산화탄소 농도를 증가시키는 주요 원인이다.

생물 활동과 물리적 순환은 서로 긴밀하게 연결되어 해수 내 기체 분포를 형성한다. 예를 들어, 생물에 의한 유기물 생산이 활발한 해역에서는 표층에 산소가 과포화되지만, 이 유기물이 분해되는 심층에서는 산소 최소층이 나타날 수 있다. 또한, 용승이 발생하는 해역은 심층의 영양염이 풍부한 물이 표층으로 올라와 식물 플랑크톤의 대량 증식을 유발하며, 이는 해당 수역의 용존 기체 농도와 산소-이산화탄소 비율을 급격히 변화시킨다. 따라서 해수 속 용존 기체의 분포는 생물 지화학적 순환과 물리적 순환이 복합적으로 작용한 결과로 이해되어야 한다.

해수 속 용존 기체의 농도를 정확히 파악하기 위한 현장 측정 기술은 크게 화학적 방법과 전기화학적 센서를 이용한 방법으로 발전해왔다. 초기에는 윙클러 적정법과 같은 화학적 분석이 표준 방법으로 사용되었다. 이 방법은 시료 해수에 시약을 첨가하여 용존 산소와 반응시킨 후, 소비된 시약의 양을 적정으로 측정하여 농도를 계산하는 방식이다. 정확도가 높지만 분석에 시간이 소요되고 현장에서 즉시 결과를 얻기 어렵다는 단점이 있다.

보다 실시간적인 측정을 위해 개발된 것이 전극법 센서이다. 용존 산소 측정용 클라크 전극은 산소가 투과성 막을 통과하여 전극에서 환원될 때 발생하는 전류를 측정하여 농도를 구한다. 용존 이산화탄소는 pH 전극을 이용해 간접적으로 측정하거나, 적외선 가스 분석법을 적용한 현장 장비를 사용하기도 한다. 이러한 센서는 CTD 탐사기나 자율 수중 탐사정(AUV) 등에 장착되어 수심별 연속 프로파일 데이터를 제공한다.

최근에는 광학 센서 기술이 널리 보급되고 있다. 형광법 기반의 용존 산소 센서는 특정 물질의 형광이 산소 분자에 의해 소멸되는 정도(형광 소멸)를 측정한다. 이 방법은 전극법에 비해 유지보수가 쉽고 드리프트 현상이 적어 장기 관측에 유리하다. 또한, 다양한 파장의 빛을 이용해 해수의 흡광도를 측정하여 용존 유기탄소 및 기타 성분을 분석하는 기술도 발전하고 있다.

현장 측정의 정확도를 높이기 위해, 이러한 센서들로 얻은 데이터는 주기적으로 표준 시료를 이용한 실험실 분석(예: 기체 크로마토그래피 또는 정밀 적정법) 결과와 비교하여 보정한다. 또한, 다수의 센서를 하나의 패키지로 통합한 관측 부표나 아르고 플로트와 같은 이동 관측 플랫폼을 통해 광범위한 해역에서 장기적인 시공간 데이터를 수집한다.

해수 속 용존 기체의 분포와 변화를 광범위하게 이해하기 위해 원격 탐사 기술과 수치 모델링이 활발히 활용된다. 원격 탐사는 인공위성에 탑재된 센서를 이용해 해수 표면의 색, 온도, 높이 등을 측정하여 간접적으로 용존 기체 정보를 추정하는 방법이다. 예를 들어, 해수 표면 온도와 엽록소 농도 데이터는 용존 산소 농도 및 해양 1차 생산력과의 상관관계를 통해 분석에 활용된다[11]. 이러한 방법은 전 지구 해양을 빠르고 정기적으로 관측할 수 있는 장점이 있지만, 직접적인 농도 측정이 아닌 간접 추정에 의존한다는 한계를 가진다.

수치 모델링은 물리, 화학, 생물학적 과정을 수학적 방정식으로 표현하여 해수 속 기체의 분포와 순환을 시공간적으로 재현하고 예측하는 도구이다. 모델은 해수 순환, 생물 지화학적 순환, 대기-해양 간 기체 교환 등을 통합적으로 고려한다. 주요 모델 유형은 다음과 같다.

원격 탐사와 모델링은 상호 보완적으로 사용된다. 위성 관측 자료는 모델의 초기 조건 입력 또는 검증 자료로 활용되며, 모델 시뮬레이션은 위성으로 관측하기 어려운 수직 분포나 미래 변화를 예측하는 데 기여한다. 이를 통해 기후 변화와 인간 활동이 해양 생지화학 과정과 용존 기체 균형에 미치는 영향을 종합적으로 평가할 수 있다.