화산 분출물과 화산체 종류편집자 확인

용암은 화산 분화구나 지표의 균열을 통해 흘러나온 마그마가 지표에서 식어 고체화된 암석 물질이다. 마그마가 지하 깊은 곳에서 상승하여 지표로 노출되면, 압력이 감소하고 휘발성 성분이 빠져나가면서 용암이 된다.

용암의 물리적 특성, 특히 실리카 함량과 온도는 그 흐름과 지형 형성에 결정적 영향을 미친다. 실리카 함량이 낮은 현무암질 용암은 온도가 높고 점성이 낮아 넓고 평탄한 용암대지나 완만한 경사의 순상 화산을 형성한다. 반면, 실리카 함량이 높은 안산암이나 유문암질 용암은 점성이 매우 높아 흐르기 어렵고, 종종 분화구 주변에 용암 돔을 쌓는다.

용암이 식고 굳는 과정에서 표면 형태에 따라 여러 종류로 구분된다. 표면이 매끄럽고 주름진 형태의 것을 파호에호에 용암이라 부르며, 표면이 거칠고 갈라져 날카로운 암괴로 덮인 것을 아아 용암이라고 한다. 해저 분화에서 생성되는 베개 용암은 특징적인 둥근 베개 모양의 구조를 보인다.

화산쇄설물은 화산 분출 시 마그마나 기존 암석이 파쇄되어 생성된 고체 파편 물질을 총칭한다. 이들은 크기와 형태에 따라 세분화되며, 분출의 격렬함과 마그마의 성질에 따라 그 종류와 양이 결정된다.

화산쇄설물은 크기에 따라 다음과 같이 분류된다.

이들 파편이 공기 중에서 냉각·응고되어 형성된 화산암을 화산쇄설암이라고 부른다. 대표적인 예로 응회암이 있다. 또한, 고온의 화산쇄설물과 가스가 혼합되어 고속으로 사면을 따라 흐르는 화산쇄설류는 가장 파괴력이 큰 화산 현상 중 하나이다. 이 흐름이 퇴적되어 형성된 암석을 화산쇄설류 퇴적물이라고 한다.

화산가스는 마그마에 용해되어 있던 휘발성 성분이 지표로 분출되면서 압력이 낮아져 방출된 기체 물질이다. 이 기체는 화산 활동의 근본적인 원동력으로 작용하며, 분출 양상과 화산체의 형태에 큰 영향을 미친다. 주성분은 수증기(H₂O)로, 전체 화산가스의 약 60~90%를 차지한다. 그 다음으로는 이산화탄소(CO₂)와 이산화황(SO₂)이 많으며, 황화수소(H₂S), 염화수소(HCl), 불화수소(HF) 등도 포함된다[2].

화산가스의 방출은 분출의 폭발성을 결정하는 핵심 요소이다. 마그마 내 가스가 쉽게 빠져나갈 수 있으면 비교적 온건한 하와이식 분출이 일어나지만, 점성이 높은 마그마가 가스를 갇히게 하면 압력이 급격히 상승하여 폭발적인 플리니식 분출을 유발한다. 특히 이산화황은 대기 중에서 황산염 에어로졸을 형성해 햇빛을 차단하여 지구 기후에 냉각 효과를 일으킬 수 있다. 역사적으로 탐보라 화산의 대분출은 전 지구적인 기후 이상을 초래한 사례로 알려져 있다.

이 기체들은 인간과 환경에 직접적인 위험을 초래하기도 한다. 고농도의 이산화탄소는 공기보다 무거워 지형에 고여 생명체를 질식시킬 수 있으며, 카메룬의 니오스 호수에서 발생한 사건이 대표적이다. 불화수소와 같은 산성 가스는 식물을 고사시키고 호흡기 질환을 유발한다. 화산가스의 조성과 방출량을 측정하는 것은 화산 활동을 모니터링하고 분출을 예측하는 중요한 지표로 활용된다.

순상 화산은 유동성이 매우 높은 현무암질 용암이 넓게 퍼져 쌓여 형성되는, 경사가 완만하고 넓적한 형태의 화산체이다. 그 모양이 방패(shield)를 엎어놓은 것과 같다고 하여 붙여진 이름이다. 주로 열점이나 발산형 경계와 같은 지역에서 관찰되며, 하와이 제도의 화산들이 대표적인 예이다.

이러한 화산의 형성 과정은 비교적 온화한 하와이식 분출과 밀접한 관련이 있다. 유동성이 높은 용암은 분화구나 열극에서 흘러나와 수십 킬로미터에 걸쳐 넓게 퍼진다. 각각의 용암류는 두께가 얇아 빠르게 식고 굳으며, 이러한 과정이 반복되어 층층이 쌓이면서 전체적으로 매우 넓은 면적과 낮은 경사각(보통 2~10도)을 가진 거대한 산체를 만들어낸다.

순상 화산의 규모는 매우 다양하지만, 지구상에서 가장 거대한 화산체들은 대부분 이 유형에 속한다. 예를 들어, 하와이의 마우나로아 화산은 해저 기저부부터 정상까지의 높이가 약 9km에 달하며, 해저 면적은 엄청나게 넓다. 순상 화산의 정상에는 종종 하나 이상의 함몰된 분화구나 칼데라가 존재하기도 한다.

성층 화산은 화산의 한 형태로, 교호층 화산 또는 복화산이라고도 불린다. 이는 용암과 화산쇄설물이 교대로 쌓여 형성된 원뿔 모양의 높고 가파른 산체가 특징이다. 주로 안산암이나 데사이트 같은 점성이 높은 중성 내지 산성 마그마의 분출로 만들어지며, 전형적인 폭발적인 분출 양상을 보인다.

성층 화산의 구조는 여러 층으로 이루어져 있다. 폭발 시 분출된 화산재, 화산암괴, 화산력 등의 쇄설물이 쌓인 층과, 비교적 느리게 흘러내린 용암이 식어 형성된 층이 번갈아가며 중첩된다. 이러한 과정은 수만 년에서 수십만 년에 걸쳐 반복되며, 성층 화산의 전형적인 높고 좁은 원뿔 형태를 만든다. 대표적인 예로는 일본의 후지산, 이탈리아의 베수비오산, 필리핀의 마욘산 등이 있다.

이 유형의 화산은 폭발적 분출을 동반하는 경우가 많아 큰 위험성을 지닌다. 분출 시 화산쇄설류, 화산진, 라하르 (화산이류) 등이 발생할 수 있으며, 이는 주변 지역에 심각한 피해를 입힌다. 또한, 분화구 근처에는 종종 매우 점성이 높은 용암이 쌓여 용암 돔을 형성하기도 한다.

용암 돔은 점성이 매우 높은 현무암질 또는 안산암질 마그마가 분화구에서 느리게 분출되어 형성된 돔 형태의 화산체이다. 성층 화산의 분화구 내부나 측면에서 형성되는 경우가 많으며, 급격한 성장보다는 점진적인 팽창이 특징이다.

용암 돔의 형성 과정은 다음과 같다. 고점성 마그마는 유동성이 낮아 멀리 흐르지 못하고 분출구 근처에 쌓인다. 이 과정에서 돔은 외부가 냉각되어 딱딱한 껍질을 형성하지만, 내부 마그마의 압력으로 인해 균열이 생기고, 때로는 작은 화산쇄설물 분출이나 화산암괴의 붕괴를 동반한다. 돔의 성장은 중심부에서 새로운 마그마가 밀어올리는 내부 성장 방식과, 측면으로 마그마가 찌르는 외부 성장 방식이 있다.

용암 돔은 그 자체로 위험하며, 불안정한 구조로 인해 주요 재해 원인이 되기도 한다. 돔이 붕괴되면 중력에 의해 고온의 암석 파편과 가스가 산사면을 따라 빠르게 흐르는 화산쇄설류를 발생시킬 수 있다. 또한, 돔의 성장이 가스를 갑자기 방출하는 폭발적 분출로 이어지는 경우도 있다. 대표적인 사례로는 1991년 피나투보 화산 분화 당시 형성된 거대한 용암 돔과, 1980년대 세인트 헬렌스 산에서 관찰된 돔 성장이 있다.

분화구는 화산의 정상 또는 측면에 위치한, 용암과 화산쇄설물이 분출되는 배출구 주변의 함몰된 지형을 말한다. 일반적으로 원형 또는 타원형의 움푹 패인 형태를 띠며, 그 크기는 직경 수십 미터에서 수백 미터에 이른다. 분화구는 주로 폭발적인 분출로 인해 화산체 상부가 파괴되어 형성되거나, 분출이 끝난 후 마그마가 빠져나가면서 지표가 함몰되어 생긴다.

칼데라는 분화구보다 훨씬 규모가 큰 원형 또는 타원형의 함몰 지형이다. 직경이 1킬로미터 이상이며, 대규모의 폭발적 분출로 인해 화산체 상부의 거대한 부분이 붕괴되거나, 마그마방의 마그마가 대량으로 분출된 후 공동이 무너지면서 형성된다. 칼데라는 종종 호수를 형성하는데, 한국의 백두산 천지가 대표적인 칼데라 호수이다.

분화구와 칼데라의 주요 차이점은 형성 메커니즘과 규모에 있다. 다음 표는 두 지형을 비교한다.

칼데라가 형성된 후에도 화산 활동은 계속될 수 있다. 칼데라 내부에 새로운 용암 돔이나 작은 화산체가 생기는 경우가 있으며, 이를 이차 분화구라고 부르기도 한다. 이러한 지형은 화산의 폭발적인 역사와 지하 마그마방의 규모를 보여주는 중요한 지질학적 증거이다.

하와이식 분출은 현무암질 마그마의 분출로 특징지어지는 비교적 온화한 분출 양식이다. 이 분출은 하와이 제도의 화산들, 특히 킬라우에아 화산과 마우나로아 화산에서 전형적으로 관찰되며, 그 이름이 유래되었다. 낮은 점성과 높은 유동성을 가진 현무암질 용암이 분출구에서 비교적 조용하게 흘러나와 넓은 지역을 덮는다.

주요 활동은 용암 분수와 용암류의 형성이다. 용암 분수는 가스가 풍부한 용암이 분출구에서 수십 미터에서 수백 미터 높이로 분출되는 현상이다. 이 용암은 공중에서 냉각되어 화산탄이나 화산력과 같은 화산쇄설물을 형성할 수 있다. 그러나 대부분의 용암은 분출구 가장자리를 넘어 흘러내리며, 종종 용암호수를 형성하거나 지표를 따라 흐르는 용암류를 만든다. 이 용암류는 빠르게 이동하며, 표면이 매끄러운 파호에호에 용암이나 표면이 거친 아아 용암의 형태로 나타난다.

하와이식 분출은 폭발성이 매우 낮아 대규모의 화산재 구름을 생성하지 않는다. 따라서 성층 화산에서 일어나는 폭발적인 분출과는 대조적이다. 이 분출 유형은 열점에서 생성된 마그마의 특성과 직접적으로 연관되어 있다[3]. 지속적이고 장기간에 걸친 하와이식 분출은 점차적으로 거대한 순상 화산을 건설한다.

스트롬볼리식 분출은 화산의 분출 유형 중 하나로, 비교적 온화하고 규칙적인 간헐적 폭발을 특징으로 한다. 이 유형은 이탈리아의 에올리아 제도에 위치한 스트롬볼리 화산에서 빈번히 관찰되어 그 이름이 붙었다. 이 분출은 현무암질 또는 안산암질의 점성이 낮은 용암을 가진 화산에서 주로 발생한다.

분출 메커니즘은 다음과 같다. 화산 관로 내부의 마그마가 상승하면서 압력이 낮아지고, 용해되어 있던 화산가스가 거품을 형성한다. 이 거품이 관로 상부에서 파열되면서, 반유동상의 용암 조각과 화산쇄설물이 폭발적으로 분출된다. 이 폭발은 일반적으로 수 분에서 수십 분 간격으로 반복된다. 분출된 물질은 주로 화산탄이나 화산력과 같은 유문암질의 쇄설물이며, 종종 빨갛게 달아오른 상태로 분출구 주변에 쌓인다.

스트롬볼리식 분출의 주요 특징은 다음과 같다.

이러한 분출은 화산 내부의 마그마 공급 시스템이 비교적 안정적이고, 가스 배출이 원활하게 이루어질 때 지속된다. 스트롬볼리 화산 자체는 수천 년 동안 이와 같은 활동을 지속해 와서 "지중해의 등대"라는 별명을 얻었다.

플리니식 분출은 가장 격렬한 형태의 화산 분출 중 하나로, 대량의 화산쇄설물과 화산가스를 고도까지 분출하는 특징을 지닌다. 이 분출 유형은 서기 79년 베수비오 화산의 대폭발로 폼페이를 덮쳤던 사건을 기록한 로마의 박물학자 플리니우스의 이름을 따서 명명되었다[4]. 분출은 매우 높은 점성을 가진 산성 용암과 다량의 용해 가스에 의해 주도되며, 그 결과 거대한 분출주가 성층권까지 수십 킬로미터 상승하는 모습을 보인다.

이 분출의 핵심 과정은 다음과 같다. 마그마의 높은 점성으로 인해 가스가 쉽게 탈출하지 못하고 압력이 극도로 증가하다가, 마침내 격렬한 폭발을 일으킨다. 이 폭발은 마그마와 주변 암석을 미세한 화산재에서부터 거대한 용암덩이에 이르기까지 다양한 크기의 파편으로 분쇄하여 대기 중으로 분사한다. 생성된 분출주는 상승하면서 그 상부가 구름처럼 퍼져 화산쇄설물의 낙하를 유발하며, 때로는 분출주 자체가 붕괴되어 치명적인 화산쇄설류를 형성하기도 한다.

플리니식 분출의 결과는 매우 파괴적이다. 대량의 화산재는 수백 킬로미터까지 퍼져 항공 교통을 마비시키고, 일조량을 차단하여 전 지구적 기후를 일시적으로 냉각시킬 수 있다. 또한, 분출주 붕괴로 발생하는 고온의 화산쇄설류는 모든 것을 태우고 묻어 버리며, 화산진이 강수와 혼합되어 발생하는 화산이류는 광범위한 지역을 덮친다. 역사적으로 크라카타우 화산(1883년)과 피나투보 화산(1991년)의 분출이 이 유형의 대표적인 사례이다.

화산 분출은 지표면의 지형을 급격하게 변화시키는 주요 지질 작용 중 하나이다. 분출된 용암이 흘러내리거나 쌓이면서 새로운 지형을 만들고, 화산쇄설물이 넓은 지역에 퇴적되며, 때로는 화산체 자체의 붕괴로 인해 대규모 함몰 지형이 생성된다.

가장 직접적인 지형 변화는 새로운 화산체의 형성이다. 점성이 낮은 현무암질 용암이 반복적으로 분출하여 넓고 평평한 순상 화산을 만들거나, 점성이 높은 안산암질 용암과 쇄설물이 교대로 쌓여 가파른 성층 화산을 형성한다. 또한, 분화구에서 매우 점성 높은 용암이 배출되어 그 자리에 용암 돔이 만들어지기도 한다. 분출이 끝난 후, 화산 가스 분출이나 작은 분화 활동이 계속되는 지역을 분화구라고 부른다. 특히 대규모 분출로 마그마 방이 비워져 화산체가 함몰하면, 그 규모가 직경 1km 이상인 거대한 원형 함몰지인 칼데라가 생성된다. 일본의 아소 산이나 미국의 옐로스톤 칼데라가 대표적인 예이다.

분출물의 유형에 따라 생성되는 지형도 다양하다. 용암이 흐르면서 굳으면 용암대지나 용암류 지형을 형성하고, 용암이 굳기 전에 표면이 접히거나 부풀어 오르면 파호이호이 용암이나 아아 용암과 같은 특징적인 표면 구조를 남긴다. 화산쇄설물 중에서도 특히 뜨거운 화산쇄설류가 급속히 흘러내리면, 평탄한 지형에 두꺼운 응회암 층을 형성하거나 계곡을 메우는 등 지형을 극적으로 변화시킨다. 화산에서 분출된 가스와 수증기는 지하수의 열원이 되어 온천이나 간헐천을 만들기도 한다.

화산 분출이 기후에 미치는 가장 직접적인 영향은 대기 중으로 방출된 화산재와 황 화합물에 의한 것이다. 강력한 폭발적 분출 시 상층 대기(성층권)까지 도달한 미세한 화산재와 이산화 황은 화산성 에어로졸을 형성한다. 이 에어로졸은 태양 복사 에너지의 일부를 우주 공간으로 반사시켜 지표면에 도달하는 햇빛의 양을 감소시킨다. 그 결과 지구의 평균 기온이 하강하는 화산 겨울 현상이 발생할 수 있다. 역사적으로 탐보라 화산의 1815년 대분화는 북반구 전역에 '여름이 없었던 해'를 초래했으며, 1991년 피나투보 화산 분화도 전 지구적으로 약 0.5°C의 기온 하강을 일으켰다[8].

화산 분출의 기후 영향은 지속 시간과 공간적 범위에 있어서 차이를 보인다. 비교적 무거운 화산재 입자는 수 주에서 수 개월 내에 대기 중에서 제거되지만, 성층권에 머무는 황산염 에어로졸은 수 년 동안 기후에 영향을 미칠 수 있다. 영향의 정도는 분출 규모, 분출물의 화학 조성, 그리고 분출이 발생한 위도에 따라 달라진다. 적도 부근에서 발생한 대규모 분출의 경우 에어로졸이 전 지구적으로 빠르게 확산되며, 고위도에서의 분출은 주로 해당 반구에 영향을 미치는 경향이 있다. 한편, 화산 활동으로 방출된 이산화 탄소와 같은 온실가스는 장기적으로 지구 온난화에 기여할 수 있으나, 단일 분출 사건으로 배출되는 양은 인간 활동에 의한 연간 배출량에 비해 일반적으로 적은 편이다.

화산 분출은 주변 생태계에 즉각적이고 장기적인 변화를 초래한다. 분출 직후에는 화산쇄설물과 용암이 식물 군락을 덮어 생물 서식지를 파괴한다. 특히 고온의 화산쇄설류는 모든 생명체를 태워버린다. 그러나 시간이 지나면 화산재와 화산암이 풍화되어 비옥한 토양을 형성한다. 이 토양은 새로운 식생의 정착을 촉진하며, 결국 생물 다양성이 오히려 증가하는 경우도 발생한다[9]. 일부 특수한 미생물은 화산의 열수 분출구와 같은 극한 환경에서도 생존한다.

인간 사회에 미치는 영향은 직접적 피해와 간접적 영향으로 나뉜다. 직접적 피해로는 용암류, 화산쇄설류, 화산진에 의한 인명 손실과 주거지, 농경지, 기반 시설의 파괴가 있다. 역사적으로 폼페이와 헤르쿨라네움은 베수비오 화산의 분화로 매몰된 대표적인 사례이다. 간접적 영향은 더 광범위하다. 대규모 분화 시 대기 중으로 방출된 화산가스와 미세 입자는 태양 복사 에너지를 차단하여 지구 기온을 일시적으로 하강시킨다[10]. 이는 농업 실패와 식량 부족을 초래할 수 있다.

화산 활동은 경제와 문화에도 복합적인 영향을 미친다. 부정적 측면에서는 관광 산업의 중단, 항공 운항 차질[11], 그리고 건강 문제[12]가 발생한다. 반면, 화산 지형은 지열 에너지 개발과 관광 자원으로 활용될 수 있다. 또한 화산 활동은 지역의 신화, 종교, 예술에 깊이 관여하며 독특한 문화적 경관을 형성한다.