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문제 정의
- 본 연구는 북태평양 저위도 열대해역과 중위도 해역에서 표층해수 중 이산화탄소 분포의 공간적 특성과 분포를 결정하는 주요 조절요인을 파악하였으며, 본 연구와 유사한 해역에서 같은 계절(9~10월)에 수행된 2002년 관측 결과와 비교를 통해 북태평양 이산화탄소 교환량의 변동성을 조사하였다.
제안 방법
- 2007년 9월 3일부터 10월 17일까지 R/V 온누리호를 이용해 북위 7도 30분에서 33도 15분, 서경 163도 24분에서 동경 124도까지 표층해수의 이산화탄소 농도와 수온, 염분을 연속 관측하였다(Fig. 1). 관측은 하와이에서 축까지 이동하는 1항차, 축에서 괌 인근해역까지 조사 후 다시 축으로 돌아오는 2항차와 축에서 필리핀 루손 해역 부근을 지나 동중국해를 통해 장목까지 돌아오는 3항차로 각각 구분되었다.
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생물요인과 표층 이산화탄소의 관계
관측 기간 중 해양의 생물활동에 대한 일차적인 지표로 활용될 수 있는 표층해수의 영양염(규산염과 인산염)을 항적에 따라 약 3시간 간격으로 측정하였으며, 그 결과를 관측정점에서 CTD로 관측한 표층 형광자료와 함께 Fig. 10에 도시하였다. 규산염은 북서태평양 해역에서 북위 28도까지 1~1.
- 1). 관측은 하와이에서 축까지 이동하는 1항차, 축에서 괌 인근해역까지 조사 후 다시 축으로 돌아오는 2항차와 축에서 필리핀 루손 해역 부근을 지나 동중국해를 통해 장목까지 돌아오는 3항차로 각각 구분되었다. 총 3항차의 전 기간 동안 수심 약 3 m 부근의 해수(이후 표층해수)를 펌프를 이용해 실험실로 공급하였으며, 공급된 표층해수 중 일부를 알칼리도와 영양염 분석을 위해 약 세 시간 간격으로 채수하였다.
- 습시료 측정결과는 분석기에서 동시에 측정된 수증기압과 압력을 이용해 1기압의 건시료 중 이산화탄소 분압으로 계산되었다. 관측자료는 분석을 위해 기체의 비이상성을 고려한 실제 기체의 부분압인 푸게시티(fugacity)로 전환하였다. 측정된 자료는 250.
- 25 N 염산으로 적정하는 변형된 Gran 적정법을 이용해 측정하였으며(DOE 1994), 측정된 알칼리도는 표준시료(Scripps Institution of Oceanography, CO2 CRM)를 이용해 보정하였다. 동일시료의 pH측정을 위해 pH meter(Thermo Scientific, Orion 525Aplus; Orion ROSS combination pH electrode, 8103BN)를 이용해 시료의 기전력을 측정하였으며, 시료를 분석할 때 함께 측정한 pH 표준용액(Thermo Scientific, pH 4.01, 7.00 and 10.01 buffer solution)의 기전력 값을 이용해 pH로 환산하였다. 표층해수 중 영양염(아질산염+질산염과 인산염, 규산염)은 LaChat사의 QuickChem AE를 이용해 측정하였다.
- 2℃ 높게 나타났다. 따라서 수온염분측정기로 관측된 수온에서 0.2℃를 뺀 수온으로 표층수온을 보정하였으며, 해수의 이산화탄소 분압도 측정값에서 0.2℃ 수온 상승에 의한 이산화탄소 분압 상승을 제거하는 보정을 하였다.
- 수온, 염분에 의한 해수의 이산화탄소 분압 변화를 제거하기 위해 이산화탄소 분압은 수온 28oC, 염분 34 psu를 기준으로 표준화하였으며, 알칼리도 변화에 의한 이산화탄소 분압 변화도 보정해주기 위해 알칼리도 관측 평균인 2240 μeq kg-1을 기준으로 표준화하였다(Takahashi et al. 1993).
- 수온의 영향을 제거하고 이산화탄소 분압과 표층염분의 상관관계를 조사하기 위해 이산화탄소 분압을 관측수온의 평균인 28oC로 표준화(Takahashi et al. 1993)하여 염분과의 상관관계를 도시하였다(Fig. 5). 이산화탄소 분압이 수온과 강한 상관관계를 보였던 NP-1 해역과 NP-2 해역에서 이산화탄소 분압은 염분과도 좋은 양(+)의 상관관계를 보였다.
- 이산화탄소 연속 측정 시스템은 Wanninkhof and Tonning(1993)이 제안한 시스템과 유사하게 구성되었으며, 시료의 이산화탄소 분압은 Li-COR사의 6262 CO2/H2O 분석기를 이용해 측정했다. 습시료 측정결과는 분석기에서 동시에 측정된 수증기압과 압력을 이용해 1기압의 건시료 중 이산화탄소 분압으로 계산되었다. 관측자료는 분석을 위해 기체의 비이상성을 고려한 실제 기체의 부분압인 푸게시티(fugacity)로 전환하였다.
- 총 3항차의 전 기간 동안 수심 약 3 m 부근의 해수(이후 표층해수)를 펌프를 이용해 실험실로 공급하였으며, 공급된 표층해수 중 일부를 알칼리도와 영양염 분석을 위해 약 세 시간 간격으로 채수하였다. 실험실로 공급된 표층해수의 수온과 염분은 수온염분측정기(Sea-Bird Electronics, Inc., SBE-45)를 이용해 약 1분 간격으로 측정되었다. 펌프를 이용해 실험실로 공급되는 동안 발생하는 해수의 수온 변화를 보정해 주기 위해, 관측된 수온염분측정기의 수온과 관측 정점에서 관측된 CTD의 표층 수온을 43개 정점에서 비교했으며, 그 결과 수온염분측정기의 수온이 CTD로 관측한 수온보다 0.
- 76%) 증가한다. 염분의 영향을 제거하고 이산화탄소 분압과 표층수온의 상관관계를 조사하기 위해 이산화탄소 분압을 관측 평균 염분인 34 psu로 표준화(Takahashi et al. 1993)하여 수온과의 상관관계를 도시하였다(Fig. 4). NP-1 해역에서 수온에 대한 이산화탄소 분압 변동율은 15.
- 1997)를 사용해 측정하였으며, 해수의 이산화탄소 농도가 반영된 평형기 내 상층공기(headspace) 시료의 이산화탄소 분압을 매 1분 간격으로 기록하였다. 이산화탄소 연속 측정 시스템은 Wanninkhof and Tonning(1993)이 제안한 시스템과 유사하게 구성되었으며, 시료의 이산화탄소 분압은 Li-COR사의 6262 CO2/H2O 분석기를 이용해 측정했다. 습시료 측정결과는 분석기에서 동시에 측정된 수증기압과 압력을 이용해 1기압의 건시료 중 이산화탄소 분압으로 계산되었다.
- 관측은 하와이에서 축까지 이동하는 1항차, 축에서 괌 인근해역까지 조사 후 다시 축으로 돌아오는 2항차와 축에서 필리핀 루손 해역 부근을 지나 동중국해를 통해 장목까지 돌아오는 3항차로 각각 구분되었다. 총 3항차의 전 기간 동안 수심 약 3 m 부근의 해수(이후 표층해수)를 펌프를 이용해 실험실로 공급하였으며, 공급된 표층해수 중 일부를 알칼리도와 영양염 분석을 위해 약 세 시간 간격으로 채수하였다. 실험실로 공급된 표층해수의 수온과 염분은 수온염분측정기(Sea-Bird Electronics, Inc.
- 표층해수의 용존무기탄소와 염분의 상관관계를 강우나 증발 등에 의한 희석효과를 제거하기 위해 관측된 평균 염분 34 psu에 대해 표준화한 뒤 구하였다(Fig. 7). 그 결과 NP-2 해역과 NP-3 해역에서 표준화된 용존무기탄소는 염분이 1 psu 증가함에 따라 33.
- 표층해수의 이산화탄소 분압은 해수가 나선형으로 분사되는 형태의 평형기(spiral spray-type Equilibrator, Ho et al. 1997)를 사용해 측정하였으며, 해수의 이산화탄소 농도가 반영된 평형기 내 상층공기(headspace) 시료의 이산화탄소 분압을 매 1분 간격으로 기록하였다. 이산화탄소 연속 측정 시스템은 Wanninkhof and Tonning(1993)이 제안한 시스템과 유사하게 구성되었으며, 시료의 이산화탄소 분압은 Li-COR사의 6262 CO2/H2O 분석기를 이용해 측정했다.
- 해역에 따른 관측밀도 차이에 의해 이산화탄소 교환량이 편향되는 것을 방지하기 위해 이산화탄소 교환량은 0.1o×0.1o 격자의 평균값으로 산정하였다.
대상 데이터
- 대기 중 이산화탄소 분압은 미국 Scripps 해양연구소에서 제공하는 Mauna Loa 관측소의 대기 이산화탄소 분압 중에서 2007년 9월과 10월의 관측 평균값(380.77 ppm)을 사용했으며 (http://scrippsco2.ucsd.edu/home/index.php), 풍속은 미국항공우주국 제트추진연구소에서 제공하는 QuikSCAT 인공위성 자료(http://poet.jpl.nasa.gov) 중 항차별 관측기간 자료를 평균한 뒤 관측자료의 위경도에 따라 내삽하여 사용하였다.
- 4, 5). 본 연구의 대륙주변해역은 고온, 고염의 쿠로시오 해류수와 대마난류수, 저염의 양쯔강 희석수 등 수온과 염분 특성이 다른 해수의 혼합이 활발하며, 계절적인 수직성층과 혼합이 일어나는 해역이다(Shim et al. 2007). 대륙 주변해역에서는 표층해수의 수온, 염분만으로 이산화탄소 분압 변화를 설명할 수 없었으며, 이는 생지화학적 요인(생물생산 및 유기물 분해, 용존무기탄소, 알칼리도 등)이 더 중요하게 작용함을 의미한다.
- 관측자료는 분석을 위해 기체의 비이상성을 고려한 실제 기체의 부분압인 푸게시티(fugacity)로 전환하였다. 측정된 자료는 250.0 ppm과 351.7 ppm, 그리고 420.8 ppm의 표준가스를 이용해 보정했다.
이론/모형
- 영양염 측정을 위한 시료채취와 분석, 표준화 방법은 ‘JGOFS protocol’(Knap et al. 1996)을 따랐으며, 표준시료를 사용해 영양염 분석값을 보정하였다(Wako Pure Chemical Industries, CSK Standard Solutions).
- 표층해수 중 알칼리도는 25℃로 유지되는 밀폐형 적정 용기의 시료를 약 0.25 N 염산으로 적정하는 변형된 Gran 적정법을 이용해 측정하였으며(DOE 1994), 측정된 알칼리도는 표준시료(Scripps Institution of Oceanography, CO2 CRM)를 이용해 보정하였다. 동일시료의 pH측정을 위해 pH meter(Thermo Scientific, Orion 525Aplus; Orion ROSS combination pH electrode, 8103BN)를 이용해 시료의 기전력을 측정하였으며, 시료를 분석할 때 함께 측정한 pH 표준용액(Thermo Scientific, pH 4.
- 01 buffer solution)의 기전력 값을 이용해 pH로 환산하였다. 표층해수 중 영양염(아질산염+질산염과 인산염, 규산염)은 LaChat사의 QuickChem AE를 이용해 측정하였다. 영양염 측정을 위한 시료채취와 분석, 표준화 방법은 ‘JGOFS protocol’(Knap et al.
성능/효과
- CDIAC(Carbon Dioxide Information Analysis Center)에서 제공하는 알칼리도 분포는 북서태평양 북위 10도 이남의 ‘warm pool’ 해역에서 2230 μeq kg-1 이하의 가장 낮은 농도가 나타나며, 북위 25도 부근에서 2300 μeq kg-1 이상의 최고값을 보이고, 이북 해역에서는 2280 μeq kg-1 이하의 농도를 보여 본 연구의 관측결과와 동일한 분포 형태를 보였으며, 관측값도 비교적 잘 일치했다(http://cdiac.ornl.gov/oceans/home.html).
- CDIAC에서 제공하는 용존무기탄소 분포는 북서태평양 ‘warm pool’ 해역에서 1885 μmole kg-1로 가장 낮은 농도가 나타나며, 북위 16도 이남의 열대해역에서 1910 μmole kg-1 이하의 농도를 보이고, 그 이북 해역에서는 1940 μmole kg-1 이상의 농도를 보여 본 연구의 관측결과와 잘 일치했다.
- NP-1 해역에서 수온에 대한 이산화탄소 분압 변동율은 15.5 μatm oC-1(r2=0.79), NP-2 해역에서는 14.2 μatm oC-1(r2=0.56)로 이론적인 이산화탄소 분압 변화율(16.1 μatm oC-1)의 90% 이상이었다.
- NP-1 해역은 3.09±0.95 mmol m-2 day-1로 해양이 대기로 이산화탄소를 방출하는 공급원으로 작용하는 것으로 나타났으며, NP-2 해역과 NP-3 해역은 각각 1.07±1.20 mmol m-2 day-1, 0.50±0.53 mmol m-2 day-1로 해양이 대기로 이산화탄소를 약하게 방출하는 것으로 나타났다.
- 1993). 관측해역의 용존무기탄소 증가에 대한 알칼리도 증가율은 1.27 이하(0.68)로 관측해역 표층 해수에서 용존무기탄소와 알칼리도가 모두 증가하지만, 용존무기탄소의 증가에 따른 이산화탄소 분압 증가가 알칼리도 증가에 의한 이산화탄소 분압 감소보다 커 표층해수의 이산화탄소 분압은 용존무기탄소 증가에 따라 증가하는 것으로 나타난다.
- 규산염 농도와 형광량이 높게 나타났던 대륙 주변 해역에서는 해양-대기 이산화탄소 교환량이 -0.68±1.17 mmol m-2 day-1로 해양이 대기 중의 이산화탄소를 흡수하는 것으로 나타났다.
- 그 결과 NP-2 해역과 NP-3 해역에서 표준화된 용존무기탄소는 염분이 1 psu 증가함에 따라 33.5 μmole kg-1 증가하는 상관관계가 나타났다(r2=0.37).
- 1973; Weiss 1974). 두 물리적 요인 중 수온이 염분에 비해 이산화탄소 관련 인자에 미치는 영향이 더 크며, 이산화탄소 관련 인자 중에서는 해리상수 보다는 용해도의 변화가 더 크게 나타난다. 앞에서도 언급하였듯이 이산화탄소 분압은 해수 중 총무기탄소와 알칼리도 등 탄산관련 인자의 변화가 없는 경우, 수온이 1oC 증가할 때 약 4.
- 따라서 관측된 평균 이산화탄소 분압 380 μatm을 기준으로 할 때, 이산화탄소 분압은 수온이 1oC 증가하면 약 16.1 μatm 증가하며, 염분이 34 psu에서 1 psu(2.94%) 증가하면 약 10.5 μatm(2.76%) 증가한다.
- 이산화탄소 분압이 수온과 강한 상관관계를 보였던 NP-1 해역과 NP-2 해역에서 이산화탄소 분압은 염분과도 좋은 양(+)의 상관관계를 보였다. 또한, NP-1 해역과 NP-2 해역의 수온 및 이산화탄소 분압 분포범위는 유사했지만 이산화탄소 분압이 수온과 뚜렷한 상관관계를 보이지 않았던 NP-3 해역의 이산화탄소 분압이 염분과는 NP-1, NP-2 해역과 유사하게 좋은 양의 상관관계를 보였다(r2=0.78, Fig. 5). NP-1, NP-2와 NP-3 해역의 이산화탄소 분압은 36.
- 또한, 수온이 약 2oC가량 낮았던 NP-1 해역이 NP-2 해역과 유사한 이산화탄소 분압 범위를 보인 이유는 NP-1 해역의 표층 용존무기탄소 농도가 NP-2 해역에 비해 20 μmole kg-1가량 높아 수온 감소에 의한 이산화탄소 분압 감소분을 용존무기탄소 증가에 의한 이산화탄소 분압 증가분이 상쇄하였기 때문인 것으로 파악되었다.
- 본 연구에서 알칼리도와 pH를 측정하지 못한 NP-1 해역의 CDIAC 용존무기탄소 농도는 1930 μmole kg-1 이상으로 서쪽 NP-2 해역에 비해 20 μmole kg-1 가량 높았다.
- 본 연구의 관측값은 World Ocean Atlas 2005(WOA05)에서 보고한 북서태평양의 9월 규산염 농도인 1.1~5.6 μmole kg-1과 인산염 농도인 0~0.1 μmole kg-1과 잘 일치했다.
- 북태평양 저위도 해역 중에서 NP-1 해역의 표층 이산화탄소 분압이 가장 높았으며, NP-2 해역의 이산화탄소 분압은 NP-1 해역의 최고값과 유사한 398.4 μatm인 곳이 국지적으로 보였으나 전반적으로 NP-1 해역에 비해 약 10 μatm 가량 낮았다.
- 북태평양 해역에서는 해양의 이산화탄소 분압이 대기보다 높아 해양이 대기로 이산화탄소를 방출하는 것으로 나타났으며, 대륙 주변해역에서는 해양이 이산화탄소를 흡수하는 것으로 나타났다(Table 1). 해양-대기 이산화탄소 교환량을 해역별로 보면, 표층해수의 용존무기탄소 농도가 높게 나타난 NP-1 해역에서 3.
- 또한, 수온이 약 2oC가량 낮았던 NP-1 해역이 NP-2 해역과 유사한 이산화탄소 분압 범위를 보인 이유는 NP-1 해역의 표층 용존무기탄소 농도가 NP-2 해역에 비해 20 μmole kg-1가량 높아 수온 감소에 의한 이산화탄소 분압 감소분을 용존무기탄소 증가에 의한 이산화탄소 분압 증가분이 상쇄하였기 때문인 것으로 파악되었다. 북태평양 해역의 이산화탄소 분압은 염분과 좋은 양의 상관관계를 보이며 이론적 변화경향보다 3배 이상 큰 변화율을 보였는데, 이는 염분이 이산화탄소 분압 변화에 미치는 영향과 경향이 동일한 다른 조절요인(용존무기탄소 등)이 이산화탄소 분압에 영향을 미쳤음을 의미한다. 수온과 염분, 알칼리도에 대해 표준화된 이산화탄소 분압은 용존무기탄소와 좋은 일차 상관관계를 보였으며(r2=0.
- 수온과 염분, 알칼리도에 대해 표준화된 이산화탄소 분압은 용존무기탄소와 좋은 일차 상관관계를 보였으며(r2=0.90), 용존무기탄소에 의한 이산화탄소 분압의 변화는 1.39 μatm (μmole kg-1)-1으로 이론적인 변화량인 1.51~1.89 μatm (μmole kg-1)-1의 약 74~92%에 해당한다.
- 6 psu로 NP-2 해역과 염분은 유사한 변화 폭을 나타내었으나 수온은 약 2℃ 낮았다. 오키나와를 가로지르는 MS-1 해역은 쿠로시오 해류가 지나는 해역으로 수온 25.2~27.5℃, 염분 33.5~34.5 psu로 대륙주변부 해역 중 가장 고염의 특성을 보였으며, 동중국해에 위치한 MS-3 해역은 수온 23.2~26℃, 염분 31.8~33.2 psu로 표층해수 중 가장 저온저염의 특성을 보였다. MS-2 해역과 MS-4 해역의 수온과 염분은 각각 25~26.
- 5). 이산화탄소 분압이 수온과 강한 상관관계를 보였던 NP-1 해역과 NP-2 해역에서 이산화탄소 분압은 염분과도 좋은 양(+)의 상관관계를 보였다. 또한, NP-1 해역과 NP-2 해역의 수온 및 이산화탄소 분압 분포범위는 유사했지만 이산화탄소 분압이 수온과 뚜렷한 상관관계를 보이지 않았던 NP-3 해역의 이산화탄소 분압이 염분과는 NP-1, NP-2 해역과 유사하게 좋은 양의 상관관계를 보였다(r2=0.
- 2007년 9~10월의 북태평양 표층해수는 수온-염분 특징과 지리적 특징 등에 따라 3개의 북태평양 해역(NP-1과 NP-2, NP-3)과 4개의 대륙주변부 해역(MS-1과 MS-2, MS-3, MS-4)으로 구분되었다. 저위도 열대해역(NP-1과 NP-2)의 표층 이산화탄소 분압은 표층수온의 일변동에서 기인한 뚜렷한 일변동의 특징을 나타냈으며, 이 해역의 이산화탄소 분압을 결정하는 주요 조절요인은 표층수온이었다. 또한, 수온이 약 2oC가량 낮았던 NP-1 해역이 NP-2 해역과 유사한 이산화탄소 분압 범위를 보인 이유는 NP-1 해역의 표층 용존무기탄소 농도가 NP-2 해역에 비해 20 μmole kg-1가량 높아 수온 감소에 의한 이산화탄소 분압 감소분을 용존무기탄소 증가에 의한 이산화탄소 분압 증가분이 상쇄하였기 때문인 것으로 파악되었다.
- 즉 NP-1 해역과 NP-2 해역에서 관측된 평균 이산화탄소 분압인 380 μatm을 기준으로 할 때, 표층해수의 이산화탄소 분압은 수온이 1oC 증가하면 약 16.1 μatm 증가한다.
- , SBE-45)를 이용해 약 1분 간격으로 측정되었다. 펌프를 이용해 실험실로 공급되는 동안 발생하는 해수의 수온 변화를 보정해 주기 위해, 관측된 수온염분측정기의 수온과 관측 정점에서 관측된 CTD의 표층 수온을 43개 정점에서 비교했으며, 그 결과 수온염분측정기의 수온이 CTD로 관측한 수온보다 0.2℃ 높게 나타났다. 따라서 수온염분측정기로 관측된 수온에서 0.
- 표준화된 이산화탄소 분압과 용존무기탄소는 좋은 일차 상관관계를 보였으며(r2=0.90), 용존무기탄소에 의한 이산화탄소 분압의 변화는 이론적인 변화량 1.51~1.89 μatm (μmole kg-1)-1의 약 74~92%에 해당하는 1.39 μatm (μmole kg-1)-1으로 나타났다.
- 8에 도시했다. 표층해수의 용존무기탄소가 증가할 때 알칼리도 역시 증가하는 것으로 나타났으며, 알칼리도 증가율은 용존무기탄소 증가율의 0.68배이었다(r2=0.76, Fig. 8). 용존무기탄소 증가에 의한 이산화탄소 분압 증가가 알칼리도 증가에 의한 이산화탄소 분압 감소와 상쇄되는 변화율은 1.
- 표층해수의 이산화탄소 분압은 북태평양 저위도(NP-1과 NP-2) 해역에서 360.1~400.3 μatm로 상대적으로 높았으며, NP-3와 MS 해역에서는 이보다 낮은 339.5~393.6 μatm였다(Fig. 2).
- 해양-대기 이산화탄소 교환량을 해역별로 보면, 표층해수의 용존무기탄소 농도가 높게 나타난 NP-1 해역에서 3.09±0.95 mmol m-2 day-1로 해양이 대기로 이산화탄소를 방출하는 공급원으로 작용하는 것으로 나타났으며, NP-2 해역과 NP-3 해역에서는 각각 1.07±1.20 mmol m-2 day-1, 0.50±0.53 mmol m-2 day-1로 해양이 대기로 이산화탄소를 약하게 방출하는 것으로 나타났다.
- 정점에서 관측된 형광자료는 수층의 생물량이나 생물생산량으로 정량적으로 환산될 수 없지만, 관측 해역의 일차생산자 생물량에 대한 정성적 자료로 해석이 가능하다. 형광량은 북서태평양 해역에서 일관성있게 낮은 값을 나타냈으며, 규산염 분포와 같이 대륙 주변해역에서 급격히 증가했다가 북위 32도 부근에서 다소 감소하는 것으로 나타났다. 관측해역인 북서태평양 해역은 전형적인 빈영양 해역으로 저층으로부터 영양염 공급이 성층에 의해 차단되어 표층해양의 영양염 농도가 매우 낮으며 이로 인해 생물활동 또한 매우 낮다.
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