해수의 염분과 전 세계 바다의 염분 분포

해수의 염분을 구성하는 가장 중요한 두 가지 이온은 염화물 이온(Cl⁻)과 나트륨 이온(Na⁺)이다. 이 두 이온은 해수에 녹아 있는 총 고형 용질의 약 85%를 차지하며, 해수의 기본적인 물리적, 화학적 성질을 결정하는 핵심 요소이다.

염화물 이온과 나트륨 이온의 질량비는 약 1.8:1로, 염화물 이온의 농도가 더 높다. 해수 1kg 중에는 평균적으로 약 19.3g의 염화물 이온과 약 10.8g의 나트륨 이온이 포함되어 있다[3]. 이들의 조합은 우리가 흔히 '소금'이라고 부르는 염화 나트륨(NaCl)을 형성하며, 해수가 짠맛을 내는 주된 원인이다. 해수의 이온 조성은 전 세계 대양에서 놀랍도록 일정하게 유지되는데, 이를 '마르크의 원리'라고 한다. 이는 강력한 해수 순환과 혼합 과정 덕분이다.

이 두 이온의 기원은 주로 화산 활동과 풍화 작용에 있다. 지구 역사 초기 화산 가스에서 방출된 염소(Cl)와 수소(H)가 결합해 생성된 염화수소(HCl)가 비에 녹아 바다로 흘러들었고, 육지 암석의 풍화를 통해 나트륨(Na)이 용출되어 하천을 통해 해양으로 공급되었다. 이들이 결합하여 오랜 시간에 걸쳐 현재의 농도에 이르렀다.

해수에 용해된 주요 이온 중 염화물 이온과 나트륨 이온 다음으로 높은 농도를 차지하는 것은 황산염 이온(SO₄²⁻)이다. 이는 해수의 총 용존 고형물 중 약 7.7%를 구성하며, 석고(황산 칼슘)의 형태로 퇴적되거나 해양 생물의 껍질과 골격 형성에 중요한 역할을 한다.

세 번째로 중요한 양이온은 마그네슘 이온(Mg²⁺)이다. 이는 해수 염분의 약 3.7%를 차지하며, 염화 마그네슘과 황산 마그네슘의 형태로 존재한다. 마그네슘 이온은 엽록소 분자의 핵심 구성 성분이어서 해양 식물의 광합성에 필수적이다. 다음으로 높은 농도의 양이온은 칼슘 이온(Ca²⁺)으로, 염분의 약 1.2%를 구성하며 탄산 칼슘 형태로 산호, 조개, 플랑크톤 등의 골격과 껍질을 만드는 데 사용된다.

그 외에도 해수에는 상대적으로 적은 양이지만 중요한 이온들이 존재한다. 칼륨 이온(K⁺)은 염분의 약 1.1%를 차지하며, 해양 생물의 세포 내 삼투압 조절에 관여한다. 탄산 수소염 이온(HCO₃⁻)과 탄산염 이온(CO₃²⁻)은 해양의 탄소 순환과 산성도(pH) 조절에 핵심적인 역할을 하는 완충 용액 시스템을 형성한다. 또한, 브롬화물 이온(Br⁻), 붕산(H₃BO₃), 스트론튬 이온(Sr²⁺) 등이 미량으로 포함되어 있다.

이들 이온의 상대적 비율은 전 세계 바다에서 거의 일정하게 유지되는데, 이를 마르코프 원리(Marcet's principle) 또는 염분의 상대적 일정성의 법칙이라고 한다. 이는 해수가 오랜 시간 동안 강력하게 혼합되어 왔기 때문이다.

해수의 염분을 측정하는 가장 일반적이고 정확한 방법은 전기전도도 측정법이다. 이 방법은 해수가 용해된 염류에 의해 전기를 통하게 되는 성질, 즉 전기전도도를 이용한다. 전기전도도는 용액 속에 존재하는 이온의 총 농도에 비례하기 때문에, 이를 측정하여 염분을 간접적으로 산출할 수 있다.

측정은 일반적으로 CTD라고 불리는 해양 관측 장비를 통해 이루어진다. CTD는 전기전도도(Conductivity), 수온(Temperature), 수심(Depth)을 동시에 측정하는 프로브이다. 전기전도도 센서는 두 전극 사이의 전기 저항을 측정하거나, 유도 코일을 사용하는 방식으로 작동한다. 측정된 전기전도도 값은 순수한 염분 농도가 아닌, 온도의 영향을 함께 받는다. 같은 염분이라도 온도가 높을수록 이온의 이동성이 증가하여 전기전도도가 높아지기 때문이다.

따라서 정확한 염분 값을 얻기 위해서는 반드시 동시에 측정된 정밀한 수온 데이터를 사용하여 전기전도도 값을 표준 온도(보통 15°C)로 보정해야 한다. 이 보정된 전기전도도 값은 국제적으로 합의된 알고리즘을 통해 실용 염분 단위(PSU)로 변환된다. 이 방법은 기존의 화학적 적정법인 염소량 측정법에 비해 현장에서 빠르고 정밀한 측정이 가능하며, 현재 전 세계 해양 관측의 표준 방법으로 자리 잡았다.

해수 염분을 정량적으로 표현하기 위해 사용되는 주요 단위는 실용염분단위(PSU, Practical Salinity Unit)이다. 이 단위는 1978년 실용염분척도(PSS-78)에 의해 정의되었으며, 순수한 물의 전기전도도와 1기압, 15°C 조건에서의 표준 해수(코펜하겐 해수)의 전기전도도 비율을 기준으로 한다[4]. PSU는 무차원 수치로, 일반적으로 숫자 뒤에 단위를 붙이지 않고 사용하기도 하나, 명확성을 위해 'PSU'나 'pss'(practical salinity scale)를 표기한다.

과거에는 염분을 질량 백분율(%)로 나타내거나, 물 1kg에 포함된 염류의 총 그램 수로 정의하는 염분(S‰)을 사용했다. 그러나 이러한 방법은 염분의 정확한 화학적 분석에 의존해야 했으며, 현장에서 신속한 측정이 어려웠다. 실용염분단위의 도입은 전기전도도 측정이 염분과 강한 상관관계를 보인다는 점에 착안하여, 보다 정확하고 편리하게 염분을 결정할 수 있는 표준화된 방법을 제공했다.

현대 해양학에서는 실용염분단위(PSU)가 국제적으로 표준 단위로 널리 채택되어 있다. 이 척도는 해수의 염분을 2에서 42 정도의 범위에서 약 0.001의 정밀도로 나타낼 수 있다. 전 세계 해양의 평균 염분은 약 35 PSU에 해당한다. 모든 주요 해양 관측 프로그램과 과학 논문은 데이터의 일관성과 비교 가능성을 위해 이 단위와 척도를 사용한다.

전 세계 바다의 염분은 위도에 따라 뚜렷한 패턴을 보인다. 일반적으로 적도 지역과 고위도 극지방보다는 아열대 지역에서 염분이 가장 높게 나타난다. 이 분포는 주로 증발과 강수의 균형, 그리고 해류에 의한 혼합에 의해 결정된다.

아열대 고기압대(약 위도 20~30도)는 염분이 가장 높은 지역이다. 이 지역은 강수량보다 증발량이 훨씬 많아 해수의 농도가 높아지기 때문이다. 대서양의 사르가소해는 이러한 고염분 해역의 대표적인 예이다. 반면, 적도 지역(약 위도 0~10도)은 강수량이 매우 풍부하여 증발 효과를 상쇄하므로, 아열대 지역보다 염분이 다소 낮다.

고위도 지역, 특히 극지방(약 위도 60~90도)으로 갈수록 염분은 현저히 낮아진다. 이는 증발량이 적고 강수량이 상대적으로 많으며, 강과 빙하로부터의 담수 유입이 활발하기 때문이다. 또한, 겨울철 해빙이 형성될 때 염분이 낮은 얼음이 먼저 만들어지고, 남은 해수는 염분이 높아져 밀도가 증가하여 심해로 가라앉는 과정도 표층수의 염분을 낮추는 데 기여한다.

아래 표는 대략적인 위도대별 평균 표층 염분을 보여준다.

이러한 위도별 평균 분포는 대양순환과 기후 시스템에 중요한 영향을 미친다. 특히, 고위도에서의 저염분 표층수는 열염순환의 심층수 형성에 간접적인 영향을 준다.

대서양은 전 세계 대양 중 평균 염분이 가장 높은 대양이다. 표층 평균 염분은 약 35.4 psu[5]에 달하며, 특히 아열대 고기압대 아래 위치한 지역에서 최대값을 보인다. 이는 강한 증발과 비교적 적은 강수량, 그리고 제한된 담수 유입이 결합된 결과이다. 지중해와 홍해 같은 주변 해역은 더 높은 염분을 나타내며, 때로는 39 psu를 넘기도 한다.

태평양은 대서양보다 평균 염분이 낮다. 표층 평균 염분은 약 34.6 psu 정도이다. 태평양의 넓은 면적과 많은 강수량, 특히 적도 근방과 중위도 지역의 풍부한 강수가 염분을 희석하는 주요 요인으로 작용한다. 그러나 서태평양의 적도 북쪽 지역과 하와이 부근의 아열대 해역에서는 증발이 강해 염분이 상대적으로 높아지는 지역도 존재한다.

인도양의 염분 분포는 계절에 따라 크게 변동하는 특징을 가진다. 북부 인도양은 몬순의 영향을 강하게 받아, 여름에는 풍부한 강수와 갈라강 같은 강의 담수 유입으로 염분이 낮아지고, 겨울에는 증발이 우세해 염분이 높아진다. 인도양의 평균 염분은 약 34.8 psu 정도로, 대서양과 태평양의 중간 정도 수준이다.

북극해와 남극해는 극지방의 특수한 조건으로 인해 낮은 염분을 보인다. 북극해는 시베리아와 캐나다 북부에서 유입되는 거대한 강들과 여름철 해빙 용해수로 인해 표층 염분이 매우 낮다. 남극해 또한 남극 대륙 주변의 해빙 형성과 용해, 그리고 주변으로부터의 해수 혼합이 복잡하게 작용하여 염분 구조가 독특하게 형성된다.

증발과 강수는 해수 염분 분포를 결정하는 가장 기본적이고 직접적인 요인이다. 이 두 과정은 해수 표면에서 순수한 물의 양을 증가시키거나 감소시켜, 염분 농도를 변화시킨다.

증발은 바다 표면의 물이 수증기로 변해 대기 중으로 이동하는 과정이다. 이 과정에서는 물만이 제거되고, 용해된 염류는 바닷물에 그대로 남아 농도가 높아진다. 따라서 증발이 활발한 해역은 염분이 높아지는 경향을 보인다. 반대로, 강수(비나 눈)는 순수한 담수를 해수 표면에 공급하여 염분을 희석시키는 역할을 한다. 강수가 많은 해역은 일반적으로 염분이 낮다.

전 지구적으로 볼 때, 증발과 강수의 균형은 위도에 따라 뚜렷한 패턴을 보인다. 적도 근처는 강수가 매우 많지만, 높은 수온으로 인한 증발도 활발하여 염분이 약간 낮은 편이다. 반면, 약 북위 20~30도와 남위 20~30도 부근의 아열대 고압대 지역은 공기 하강으로 인해 구름 형성이 억제되어 강수가 극히 적고, 일사량이 많아 증발이 매우 활발하다. 이로 인해 이 지역은 전 세계 바다에서 평균 염분이 가장 높은 지역이 된다[7]. 고위도 지역은 증발량이 적고 강수 또는 육지로부터의 담수 유입이 상대적으로 많아 염분이 낮아진다.

이러한 증발과 강수의 차이는 해수의 수밀도를 변화시켜 대규모 해류 순환을 일으키는 원동력 중 하나가 되기도 한다. 예를 들어, 증발이 심한 해역에서는 염분과 밀도가 높아진 해수가 가라앉아 심층 순환을 시작한다.

담수의 유입은 주로 강의 흐름, 빙하의 용해, 그리고 강수에 의해 이루어진다. 특히 아마존 강이나 양쯔 강과 같은 대규모 강어귀 지역에서는 담수의 유입량이 매우 많아 주변 해역의 표층 염분이 현저히 낮아진다. 이처럼 담수가 대량으로 유입되는 해역은 기수 환경을 형성하여 독특한 생태계를 만들어내기도 한다. 담수는 해수의 밀도를 낮추고, 염분을 희석시키는 직접적인 효과를 가진다.

반면, 해빙의 형성과 용해 과정은 극지방 해역의 염분 분포를 결정하는 핵심 요인이다. 겨울철에 해수가 얼어 해빙이 형성될 때, 소금 대부분은 얼음 밖으로 배출된다. 이로 인해 얼음 아래의 해수는 염분이 높고 밀도가 높아져 심층으로 가라앉는 심층수 형성을 촉진한다. 특히 남극 주변의 웨델 해나 로스 해에서는 이 과정이 활발하게 일어난다.

여름철에 해빙이 녹으면 반대 현상이 발생한다. 녹은 담수는 표층 해수의 염분을 낮추고 밀도를 감소시켜 수층의 성층화를 강화한다. 이는 극지방 해역의 계절적 염분 변화를 유발하는 주요 메커니즘이다. 담수 유입과 해빙 과정의 상대적 중요성은 지역에 따라 다르다.

이러한 과정들은 전 지구적 염분 순환과 열염순환에 중요한 역할을 하며, 최근 기후 변화로 인한 극지방 해빙 감소와 빙하 용해 가속화는 전 세계 해양의 염분 분포 패턴 변화를 초래할 가능성이 있다.

해류는 해수의 대규모 순환으로, 염분의 지리적 분포를 균일화하는 데 중요한 역할을 한다. 따뜻한 적도 지역의 고염분 해수는 열염순환의 일부로 표층 해류를 따라 이동하며, 고위도 지역의 저염분 해수와 혼합된다. 예를 들어, 멕시코 만류는 고염분의 따뜻한 물을 북대서양으로 운반하여 해당 지역의 표층 염분을 높이는 데 기여한다. 이러한 수평적 이동은 지역적인 염분 편차를 완화한다.

해수의 수직적 혼합도 염분 분포를 조절한다. 표층과 심층의 염분과 밀도 차이는 성층화를 일으키지만, 바람과 조석의 에너지는 이 수층을 혼합시킨다. 겨울철 강한 바람과 냉각은 표층수의 밀도를 증가시켜 대류를 유발하며, 표층의 고염분수가 하강하고 심층의 저염분수가 상승하여 수직 방향으로 염분을 재분배한다. 특히 고위도 지역에서 겨울에 발생하는 이러한 대류는 심해순환을 촉진하는 동시에 염분 구조를 변화시킨다.

해류와 혼합의 효과는 대양별로 차이를 보인다. 비교적 폐쇄적인 지중해나 홍해는 증발이 많고 담수 유입이 적어 지역 해류만으로는 고염분을 충분히 희석시키지 못한다. 반면, 북대서양과 남극해 사이와 같은 강한 해류 체계가 발달한 개방된 해역에서는 혼합이 활발히 일어나 염분 분포가 더 균일해지는 경향을 보인다.