글로벌 세계 대백과사전/컴퓨터·환경·첨단·지구과학/우주-지구-기상/지구의 모습

원시적 문화민족의 자연에 대한 관심은 다분히 종교적 색채가 농후한 천지창조의 신화로 포괄되었다고 말할 수 있다. 고대인이 보고 들은 범위의 광협(廣狹)과 주거하는 환경의 차이에 따라 각 민족이 가졌던 우주관도 각각 달랐다.

그러나 그들의 공통된 특색은 신이 만물을 창조했다는 점이다. 따라서 지진·홍수·화산의 분화 등의 지질학적 현상을 신의 노여움의 발로로 보았다. 따라서 모든 자연현상을 투철히 관찰하고 정당한 설명을 유도하려는 생각은 갖지 못했고, 경외와 공포의 대상이 되었던 것이다.

그러나 그리스시대에 들어와서 과학적 개념으로 만물을 보는 철학자들이 나와 자연에 대한 사상이 일대비약을 가져왔다. 그것은 우주의 근본을 에너지에 두는 사상, 만물의 지수풍화(地水風化)의 4원소설, 원자설, 지구의 만유 중심설 지심(地心)에 불이 있다는 설, 화석에 의한 지각 변동설, 지구의 크기 측정, 산맥의 관계, 물의 작용, 육지의 화석의 존재, 광물과 화석의 이용 등은 그 시대의 주요한 논점들이었다.

15세기 중엽부터 그리스 정신의 부흥운동과 종교적 속박으로부터 해방되려는 눈으로 만물을 보는 기운이 맹렬히 대두되어 인쇄술의 발명, 신대륙의 발견을 이루었고, 이들을 통해서 새로운 지식이 계발되었다.

르네상스의 운동과 함께 이탈리아에서는 화석에 관한 많은 자료가 발견되었다. 그러나 당시 이에 대한 해석이 구구해서 화석을 조화(造化)의 실패작, 수증기에 의해서 바다속으로부터 운반된 것, 또는 하나의 광물로 보는 등 그릇된 판단을 진지하게 논의했던 것은 유감스러운 일이었다.

16, 17세기부터 물리·화학의 진전과 함께 새로운 각도에서 지구를 기재하려는 시도가 시작되었다. 이 때부터 퇴적물을 해양성과 담수성(淡水性)으로 구분하고, 화석을 과거에 서식하던 생물로 인정하였으며, 누적된 지층에서 하위의 지층이 상위의 지층보다 고기(古期)의 것이라는 층서학적(層序學的) 원리도 나타났다. 18세기 초부터 영국인들에 의해서 지질도가 처음으로 그려지기 시작했다.

코페르니쿠스나 갈릴레오 등이 지구의 형상과 운동 등을 밝혔을 무렵, 데카르트와 라이프니치는 지구의 발생사를 논하여 지구가 고온의 천체로부터 냉각된 것이라고 시사했다.

17세기 후반부터 암석의 성인에 관해서 화성설(火成說)과 수성설(水成說)의 대립이 시작되었는데, 이는 18세기 후반 베르너(水成論者)와 하톤(水成論者)의 시대에 이르기까지 거의 1세기에 걸친 큰 논쟁이었다.

같은 시대에 유럽 각지에서 지층의 층서와 광물 연구가 성행하였으며, 한편 프랑스의 게타드 같은 이는 각지를 편력하여 서로간의 관계와 암석광물·온천·화석 등의 산지를 종합하여 지질도로서 출판하는 작업에 열중하였다. 이는 만국 지질조사소와 같은 임무의 시작이다.

유명한 지질학자 지텔은 1790년에서 1820년에 걸친 전후 30년을 지질학사상 영웅시대라고 불렀다. 이 시대는 단순한 억측에 만족하지 않고 야외에서 새사실을 발견하고, 연구실에서 정밀히 관찰하여 하나하나 진리에 접근해 갔다. 이리하여 지질학의 근저가 굳혀졌다.

19세기 초에서 중엽에 걸쳐 지질학은 다음과 같은 요인에 의해서 큰 발전을 이룩하여, 현대 지질학의 기초를 확립했다. 1) 신대륙에 관한 지식이 증가했다. 2) 각국 대학에서 지질학을 하나의 강좌로 분배했다. 3) 각국 각지방에 지질조사소를 급히 개설하여 지질도를 일정한 축척으로 통일 간행했다.

19세기 초에 들어와 영국의 천재적 지질학자 찰스 라이엘은 불멸의 명저 『지질학 원리』에서 자연계 변천의 기본원리 즉 "현재는 과거를 아는 열쇠다"라는 제일설(齊一說)을 주창하여 학계의 많은 지지를 얻었는데, 이는 현재도 지질학 사조의 근간이 되고 있다. 19세기 후반에 들어서자 외인적 및 내인적 동력지질학이 활발하게 일어나 그 때까지의 모든 지질학적 자료를 종합화하는 방향으로 전환되었다. 니콜이 1827년에 편광현미경을 발명한 이래 암석학도 그체계를 정비하여 암석 성인에 관한 이론이 정립되기 시작했다.

19세기 후반에서 20세기 초에 들어와 암석학을 열역학적인 이론화학, 즉 화학평형론과 화학성분상의 관점에서 지구화학적 연구가 시작되었으며, 이에서 화성암 성인론·변성상 개론 및 이론적 퇴적론 등이 수립되었다. 또한 지진파 연구를 주로 하여 지구내부의 구조가 밝혀졌다.

1950년대부터는 동위원소를 이용하는 분야가 지질학에 도입되어 암석의 절대연령 측정, 동위원소비에 의한 물질의 변천사 등 허다한 문제를 해결하는 길이 트였다.

때를 같이 해서 남극대륙과 대서양·인도양·태평양 및 북극해의 해저에 대한 선진 각국의 연합적 탐사활동으로 지각과 그 하부의 구조운동을 추리할 수 있게 되었으며, 동시에 맨틀을 대상으로 하는 고온·고압의 맨틀지질학이 현대 지질학의 첨단적 위치를 차지하게 되었다.

<李 大 聲>

지구와 그 내부구조

지구와 그 내부구조

地球－內部構造

고대 이집트 사람들은 자기들이 살고 있는 세계는 나일강을 중심으로 한 평야와 그 주변을 에워싸고 있는 산지(山地)로 이루어져 있다고 생각하였고, 고대 인도인은 커다란 거북을 타고 있는 코끼리가 히말라야 산맥 따위의 산지를 떠받치고 있다고 생각했다. 이런 단계에서는 아직까지 사람들은 지구가 둥근 공 모양이라는 관념을 갖지 못하였다. 그러나 알렉산드리아(Alexandria)시대에 접어들어 에라토스테네스(Eratosthenes, 기원전 275경∼194경)는 간단한 천문관측과 대상(隊商)들의 여행 일수(日數)를 근거로 지구를 구형(球形)이라고 간주할 때의 반지름을 결정하였다. 그의 수치(數値)는 오늘날의 수치와 비교하여 12% 가량 컸으나 당시로 봐서는 놀라울 만큼 정확한 값으로서, 이로 말미암아 그는 측지학(測地學)의 원조(元祖)라 일컬어진다.

17세기 이후 근대과학이 융성함에 따라 지구의 형태와 크기에 관한 지식도 급속도로 정확해졌다. 뉴턴(I. Newton)은 그 유명한 저서 『프린키피아(Principia)』(1687)에서 지구 타원체설을 제창하여 편평률(扁平率)을 230분의 1이라고 계산하였다. 이 학설이 옳다는 것은 18세기에 들어서서 프랑스 사람들이 실제로 지구의 크기를 측량해 봄으로써 실증되었다. 한편 18세기에 있어서 캐번디시(H. Cawendish, 1731∼1810)는 비틀림저울이란 장치를 써서 만유인력의 상수(常數)를 결정하고, 이미 알려진 지구상의 중력의 값이나 지구 반지름 등을 써서 지구의 평균밀도를 5.5g／㎠로 결정하였다.

그런데 지구의 표층(表層)인 지각(地殼)의 평균밀도는 2.6가량이므로, 지구 전체의 밀도가 5.5로 되려면 지구의 중심에서 상당히 무거운 것이 존재하지 않으면 안 된다. 이와 같은 추정이 오늘날의 지구 내부구조의 연구의 시발이라고 할 수 있겠다. 그리고 사람의 손이 직접 미치지 못하는 지구 내부의 비교적 자세한 구조를 알게 된 것은 19세기 말 근대적인 지진계가 발명되어 지구의 심부(深部)를 전파해 오는 지진파를 관측할 수 있게 된 연후의 일이었다.

그 초창기 무렵의 연구는 독일인들에 의해 이루어졌다. 오르담(1858∼1936)이 오늘날 지구의 핵이라고 일컬어지는 부분의 깊이를 2,600km로 추정한 것은 1906년의 일이었으나, 그 뒤 구텐베르크(B. Gutenberg, 1889∼1960)와 비헬트(1861∼1928) 등이 지구의 내부구조에 관해 연이어 중요한 연구를 하였다.

오늘날 우리는 지구 표면에서 측지측량에 의하여 토지의 융기와 하강을 관측하거나 중력과 지자기(地磁氣)를 측정하여 지각의 두께를 추산하거나 또는 지진파의 관측에 의해서 지각 구조를 해명하거나 하고 있다. 또한 지구 내부로부터 바깥쪽을 향하여 유출되는 열량을 측정하고 있다. 그리고 이와 같은 지표에서 관측할 수 있는 양을 근거로 하여 나머지는 추리와 계산으로, 사람이 도저히 가볼 수 없을 것 같은 지구의 깊숙한 내부구조를 해명해 가고 있다. 특히 1950년 이후 해역(海域)의 지구물리학은 눈부신 발전이 이룩되어, 종래의 지구관은 크게 변하려 하고 있다. 그 성과에 입각하여 체계화되는 지구 진화의 이야기는 지구의 기원이나 대륙·대양의 형성, 나아가서는 조산(造山)·조륙(造陸)운동의 원인도 밝혀주는 웅장한 드라마(drama)이기도 하다. 그리고 일찍이 베게너(A. Wegener, 1880∼1930)가 주창하여 한때 거의 잊혀졌던 대륙표이설(大陸漂移說)도 결코 공상적인 학설이 아님이 최근에 이르러 비로소 이해되기 시작하고 있다.

이상과 같은 지구 관측사업은 연구 대상의 성격상 국제 협력을 요하는 일이 많다. 이 경향은 국제지구관측년(國際地球觀測年：1957∼58) 이후 특히 강해졌다. 그리고 학문상의 국제협력은 평화시대에 오로지 가능함을 생각할 때에, 지구과학이야말로 평화시대의 과학이라고 말할 수 있겠다.

지오이드

geoid

지구 표면에는 해발 8,848m 되는 히말라야 산맥의 에베레스트(Everest) 봉우리도 있고, 깊이 1/11,034m의 메리에나 해구(海溝)의 비티아스 해연(Vityaz 海淵)도 있다. 지구의 형태로서 먼저 이와 같이 심한 요철(凹凸)면을 생각한다는 것은 불편한 점이 있기 때문에, 바다에서는 평균 해수면과 일치하고 육지에서는 터널을 파서 이 평균 해수면을 연장하여 지구를 한 바퀴 돌 때 생기는 가상적인 수준면을 생각하여, 이를 지오이드(geoid)라 한다. 측지학(測地學)에서 생각하는 지구의 형태라는 것은 이 지오이드를 이르는 것이다. 지오이드는 순탄한 면이지만, 그래도 지구타원체(地球楕圓體)의 표면에 비하면 요철(凹凸)이 있다. 지오이드의 요철(凹凸)은 지구타원체면과 지오이드면과의 사이의 거리, 즉 지오이드의 고저로 나타낼 수가 있다. 〔그림〕-1은 인공위성·중력측정의 결과를 병용해서 구한 세계의 지오이드 지도이다.

지각

地殼

지구의 형태는 정확하게 말하자면 회전타원체이지만, 자세히 따지지 않을 때에는 반지름 6,370km의 구(球)라고 생각하면 된다. 이 구의 겉쪽 단단한 부분을 지각(地殼：crust)이라 한다. 지구를 달걀에 비유하면 흰 껍질 부분에 해당한다.

지각의 두께는 장소에 따라 다르지만, 대체로 35km 정도이다. 그 아래로 지표에서 2,900km까지를 중간층(mantle)이라 하고, 더 아래인 지구의 중심부를 핵(核：core)이라 한다. 중간층은 달걀의 흰자위, 핵은 노른자위 부분이라고 할 수 있다. 지각은 화강암·현무암(玄武岩) 등의 암석으로 이루어져 있다(〔그림〕-3 참조).

모호로비치치 불연속면

Mohorovicic 不連續面

종래 지각의 두께에 관한 개념은 각양각색이었으나, 모호로비치치(A. Mohorovi

i

, 1857∼1936)가 1910년에 지진파의 굴절에서 지하 35km 가량 되는 곳에 지진파(地震波)의 속도의 불연속면이 있음을 발견하고, 그후 이와 같은 사실이 세계 각국에서 확인되기에 이르러 오늘날 지각의 두께를 결정하는 면(面)을 모호로비치치 면(줄여서 모호면)이라고 부르고 있다. 모호면(Moho面)은 대륙에서는 30∼40km, 대양에서는 6km 정도이며, 이에 의하면 지각은 대륙보다 대양저(大洋底) 쪽이 엷다. 이것은 해역이나 대륙의 기원을 생각할 때의 중요한 사실이다(〔그림〕-4 참조).

아이소스타시

Isostasy

지각이 어떻게 그 형태를 유지하고 있느냐 하는 데 대해서는, 나뭇조각이 물 위에 떠 있듯이 맨틀(mantle) 위에 떠 있는 것이라는 매우 재미있는 설이 있다. 이 설은 19세기 중엽 인도에서의 측량 결과의 해석에서 비롯된다. 그것은 다음과 같은 예로 이해될 수 있을 것이다. 지금 지각 위에 히말라야 산맥이 질량괴(質量塊)로서 얹혀 있다고 생각하면, 그 산기슭에서의 연직선은 이 산덩어리에 끌려 다소 산쪽으로 기울어진다. 그런데 이런 생각을 갖고 계산한 연직선의 기울기는 실측(實測)된 기울기의 3배나 큰 수치가 나왔던 것이다. 그래서 에어리(G. B. Airy, 1801∼1892)라든가 프랫(J. H. Pratt, 1811∼1871) 등의 학자들이 논쟁한 끝에 얻은 결론은 산 밑에서는 지각이 맨틀 안으로 박혀 있으며, 맨틀과 비교하면 지각은 밀도가 작으므로 그만큼 연직선의 기울기는 덜해진다는 것이었다.

요컨대 산 밑에서는 맨틀 내로 뻗은 산덩어리의 뿌리가 있다는 것이다. 이와 같이 하여 부력의 힘으로 엷은 지각은 히말라야 산맥을 얹고서도 부서지지 않고 지탱할 수 있다는 것이다. 이 생각이 옳다는 것은 그 후 중력측정이나 지진파의 관측으로도 확인되었으며, 지표상의 90%는 아이소스타시(isostasy)가 성립되어 있다.

맨틀

Mantle

지각은 고체인 데 반하여, 맨틀은 고온(약3,000°)의 암석(감람암)으로 이루어져, 점성(粘性) 있는 유동체로 되어 있다고 생각된다. 종래에 맨틀의 구조로서는 여러 가지 물리량이 지구 중심을 향하는 방향으로만 변화하고 수평방향으로는 균일한 층을 이루고 있다고 생각되어 왔으나, 최근에는 맨틀은 수평방향으로도 물리적·화학적 성질이 다르다고 생각되어 왔다.

이를테면 구텐베르크가 주장하기 시작한 일이지만, 지진파의 속도로 보아 지하 100km∼200km 사이에서 일단 암석 밀도는 작아져서 지진파의 속도는 느려지는 것 같고, 게다가 이 면의 깊이는 대륙 밑과 대양 밑에서는 서로 달라 대륙 밑쪽이 더 깊은 듯하다.

이 사실은 어쩌면 대륙과 대양저에서의 지각 두께가 다른 이유를 설명해 주는 것이 될지도 모른다. 또 온도 면에서 보면 대양저(大洋底) 쪽이 보다 뜨거운 셈이다. 어쨌든 지표의 대(大)지질구조는 아마도 맨틀 상층부의 구조 차이의 영향을 받아 그렇게 되어 있으리라 생각되며, 국제 지구내부 개발계획(國際地球內部開發計劃：UMP)이라는 맨틀 상부를 조사하는 국제적 협동 관측사업이 1965년 전후에 실시되었다.

핵

核

핵은 지진파의 종파(縱波：P波)만을 통과시키고 횡파(橫波)는 통과시키지 않으므로 극히 고온의 유동하는 액체라고 생각되며, 추정 밀도에 의하여 대체로 철과 니켈로 되어 있으리라 생각되어 왔다. 또한 핵 내부에서도 P파의 속도가 불연속적으로 변화하는 데가 있기 때문에 내핵(內核)의 존재도 생각되고 있다.

지구 내부의 구조

地球內部－構造

지구 내부의 지진파의 분포는 〔그림〕-5와 같다. 이 속도(速度)분포를 알게 되면, 어떤 깊이에 있는 물질의 밀도는 그 층에서는 일정하고 압력은 수평방향에서는 평형상태에 있다고 가정하여, 최초의 지각 밀도의 값을 주면 지구 내부의 밀도와 압력의 분포를 계산할 수 있다(〔그림〕-6·〔그림〕-7). 나아가서 물질구조에 관한 적당한 모델을 생각하여, 지진파의 속도분포에 관한 지식을 이용하면 온도분포도 계산할 수 있다(〔그림〕-8).

지각열류량

地殼熱流量

지각 내의 온도분포의 상태에 관해서는 지각열류량(地殼熱流量)이란 양의 측정이 제2차 세계대전 후 육지 및 해역에서 많이 행하여지게 되었다. 지각열류량이란 것은 단위시간에 단위면적을 지나서 지구 내부로부터 지표를 향하여 흐르는 열량이다.

이 값은 10-6·cal／㎠·sec의 단위로 나타내며, 아메리카 대륙에서 0.73∼2.0, 영국에서 1.2∼2.2, 일본에서 2.0, 대서양에서 1.0, 태평양에서는 1.1로 나타나 있다. 이 수치를 보면 대륙쪽이 해양저(海洋底)보다 조금 크지만, 측정 오차를 고려한다면 대륙과 대양저에서 별 큰 차이는 없는 것 같다. 이런 사실은 지각이 대양저에서 엷음을 생각할 때에, 약간 이상한 점이라 할 수 있겠다.

그리고 대양저의 어느 특정한 곳, 예컨대 해령(海嶺)이라 불리어지는 대양중의 대해저산맥에서는 지각열류량이 현저하게 크고(5.0보다 큼), 반대로 해구(海溝)에서는 작다(1.0보다 작음)고 한다. 〔그림〕-9는 한국의 동해와 그 근해의 지각열류량으로서, 화산맥·지진대·해구의 분포와 관계가 있는 듯이 보인다. 이런 사실들은 지구상의 대지질구조에 관한 맨틀 열대류(熱對流)의 생각을 굳게 해 주었다.

지구조석

地球潮汐

지구 내부구조를 아는 방법으로서 비교적 예부터 행하여져 온 것으로는 지구조석이라 하여, 조석의 간만과 마찬가지로 단단한 지구도 태양과 달의 인력에 의해 부풀어지기도 하고 오그라들기도 하는 현상을 연구하는 것이 있다. 이 지구 전체의 신(伸)·축(縮) 가운데 큰 것은 해양조석처럼 반날 및 하루 주기의 운동이지만, 지구의 중심에서는 최대 30cm 가량 지면이 승강한다. 이것은 아주 정밀도가 높은 관측이 아니면 알아볼 수 없는 현상이다. 그리고 최종적으로 이 관측에서 판명되는 사실은 전체로서의 지구가 가지는 탄성적(彈性的인 여러 성질이다. 다케우치(竹內均, 1921∼ ? )는 지각·맨틀·핵이라는 구조를 가진 지구의 모델에 대하여 이론적으로 지구조석을 계산하여, 계산치가 실측치(實測値)와 꼭 일치함을 표시하였다. 이 점에서도 지구의 내부구조의 모델은 옳다는 것이 알려졌다(1950).

중력

重力

전체로서의 지구의 형태와 크기를 인식하고, 더욱 세부에 이르는 지각구조를 해명하기 위한 중요한 연구로서 중력(重力)연구가 있다.

중력이란, 지구가 지상의 물체를 끌어당기는 힘이다. 이 힘은 물체와 지구 사이에 작용하는 만유인력과 원심력(遠心力)의 합력(合力)으로서, 그 단위는 cm／sec2이며 이를 갈(gal)이라 한다. 중력은 지구가 구(球)가 아니고 회전타원체(回轉楕圓體)라는 이유 외에도, 관측점 아래의 지각의 밀도가 어떻게 되어 있느냐에 따라서도 변한다.

즉 지면 아래에 무거운 것이 있으면 그 곳의 중력은 커진다. 또한 지구를 균일한 밀도를 가진 회전타원체라고 가정하였을 때의 중력을 표준중력(標準重力)이라 하고, 이는 비교적 간단한 이론식으로 계산할 수 있다. 표준중력은 적도(赤道)에서 978gal, 극(極)에서 93gal 정도로서 극 쪽이 크며, 그 차이는 지구의 편평률과 관계가 있다. 요컨대 지구를 회전타원체라고 가정하였을 때의 적도와 극에서의 중력을 지구상의 실측(實測)한 중력분포에 의해 계산하면 클레로의 정리(定理, 1743)를 써서 편평률을 구할 수 있다.

중력측정

重力測定

중력을 측정하는 데는 중력계 또는 중력진자(振子) 장치를 사용한다. 중력계는 용수철 저울과 원리가 같은 기계로서, 중력의 크고 작음에 따라 용수철이 신축하는 것을 측정한다. 이 신축을 용수철의 길이가 10cm라고 하면 그것을 0.001마이크론까지 측정하는 것과 같은 정밀도로 측정한다. 보통의 방법으로는 이와 같은 정밀한 측정은 불가능하므로 특수한 스프링을 사용하며, 오늘날 가장 대표적인 중력계로는 라 코스트－롬베르크(La Coste－Romberg) 중력계가 있다. 전 지구상의 중력을 0.001mgal(milli gal＝1/1,000gal)까지 측정할 수 있다. 중력진자(重力振子)장치는, 진자의 주기는 진자의 길이가 일정하면 중력의 대소에 의해서만 변화한다는 원리를 이용하여 중력을 측정하는 장치이다.

이상은 육상에서 중력을 측정하는 기계이지만, 지구를 연구하려면 지구의 2/3의 면적을 차지하는 해역에서의 중력측정도 필요하기 때문에 해상 중력측정기의 방법이 연구되어 왔다. 1929년 네덜란드의 베닝 마이네츠(F. A. Vening Meinesz, 1887∼1966)는 잠수함 속에 중력진자 장치를 갖고 들어가서 중력을 측정하는 데 성공하였다. 제2차대전 후에는 스프링저울식 중력계를 해면을 항행하는 선박에 싣고 측정하는 방법이 개발되었다.

중력이상

重力異常

실측(實測) 중력치와 이론(理論) 중력치와의 차이를 중력이상(重力異常)이라 한다. 이론 중력치는 표준중력식(標準重力式)에 의하여 계산할 수 있다. 중력이상의 값이 (+)라고 함은 그 근방의 지각의 밀도가 평균상태에 비해서 크다는 뜻이며, 반대로 (-)라 함은 지각밀도가 작다는 뜻이다. 가령 높은 산에서 중력을 측정하고, 적당한 보정(補正)을 가하여 이를 해면상의 값으로 고친 다음에 해면상의 표준중력의 값과 비교하면 (-)의 중력 이상치를 얻을 수 있으며, 〔그림〕-11과 같이 아이소스타시가 성립되어 있음을 알 수 있다.

지자기

地磁氣

지구가 한개의 커다란 자석이라는 것은 옛날부터 알려져 있었다. 이 자석의 자력(磁力)을 지자기라고 하며, 이것은 지구의 구조를 알아보는 데 중요한 현상이다. 지자기는 그 크기와 방향이 문제가 되는 양이기 때문에 〔그림〕-12와 같이 여러 요소 가운데서 적어도 3가지 성분을 측정할 필요가 있다. 지구의 자력 단위는 가우스(gauss)라 하지만, 실용적으로는 그 10만분의 1인 감마(γ)라는 단위를 쓴다. 서울에서는 지자기의 수평자력(磁力)은 0.3gauss, 연직자력은 0.4gauss이다. 그리고 지자기를 재는 데는 자기의(磁氣儀)라는 기계를 사용하는데, 최근에는 비행기 안에서 지자기를 측정하는 항공 자기의라는 기계도 개발되었다.

자기이상

磁氣異常

지구상의 각 지점에서 자기를 측정하면, 지구를 한개의 자석이라고 생각한 경우의 분포보다도 훨씬 복잡한 분포를 하고 있는 경우가 많다. 그 복잡한 분포를 나타내기 위하여, 관측치(觀測値)보다 지자기가 완만하게 변하는 성분을 뺀 양을 자기이상이라 한다. 자기 이상은 어떤 원인으로 관측점 근처의 암석이 자기를 띠고 있기 때문에 생기는 것이라고 생각할 수 있으므로, 이 이상 현상은 지각의 구조를 알아낼 실마리가 된다.

지자기의 변화

地磁氣－變化

중력과는 달리 지자기는 매우 변하기 쉬운 양으로서, 일변화(日變化)라고 하는 하루의 변화는 1일 동안에 수평분력이 진폭 10감마(γ) 가량 변화한다. 또한 영년(永年) 변화라고 하여 오랜 기간에 걸쳐서 천천히 변하는 변화도 있다.

〔그림〕-13은 런던과 파리에서의 지자기의 영년변화이다. 채프먼(Chapman)은 지구상의 각 지점에서 일변화를 조사한 결과, 위도가 다른 장소에서 특색있는 일변화가 관측된 것은 상층 대기중을 흐르는 적당한 전류계(電流系)를 가정하면 설명할 수 있음을 밝혔다.

다이나모 이론

dynamo理論

자기의 존재는 어떤 적당한 전류계의 존재와 바꾸어놓을 수가 있다. 철사 속을 전류가 흐르면 그 주위에 자력(磁力)이 미치는 것은 잘 알려진 물리현상이다. 그렇다면 지구를 한개의 커다란 자석이라고 생각했을 때의 자기(磁氣)도 지구 속을 흐르는 어떤 전류계와 치환(置換)할 수가 없을까？ 그리고 그 전류계의 변화로써 지자기의 영년변화를 설명할 수는 없을까？ 이것이 지자기원인론(地磁氣原因論)이라고 하는 학문의 과제이다. 지자기의 원인으로서, 자성을 띤 지구 내부의 암석이 자석을 만든다고 생각할 수는 없다. 지하 깊은 곳에서는 암석은 액체상으로 용해되어 있어서, 아무리 자성이 강한 암석이라도 고온하에서는 자력을 잃게 된다는 것이 알려져 있기 때문이다. 그러나 제2차대전 후 영국의 엘사서(W. Elsasser)와 불라드(Bullard) 등이 지자기 원인의 다이나모 이론(dynamo理論)이라는 것을 생각해 내어, 이 고래로부터의 난문제를 해결하였다.

즉, 지구핵의 연구가 진전됨에 따라 핵을 구성하고 있는 물질은 전류를 잘 통한다는 것을 알았으므로, 액체인 핵이 자기가 있는 곳을 유동함으로써 전류가 흐르게 되고 이 전류가 또 자기를 생기게 하는 식으로 차례로 자기를 발생시키고, 처음 자기는 감쇠(減衰)함이 없이 일정하게 유지된다는 모델을 생각해낸 것이다. 요컨대 지구 속에 일종의 자기여기형(自己勵起型)의 발전기를 생각하여, 이 발전기를 작동시키는 근본 에너지는 핵 내부 물질의 유체(流體)운동의 에너지라고 추정하였다.

고지자기학

古地磁氣學

일반적으로 화산암은 미약하나마 약간의 자기를 띠고 있다. 이는 암석이 가열된 액체 상태로부터 냉각될 당시, 그 때의 지구자기의 방향으로 대자(帶磁)한 것이라 생각되어 이를 열잔류(熱殘留) 자기라 한다. 일반적으로 암석은 이 밖의 여러 가지 이유로 잔류자기(殘留磁氣)를 갖고 있다.

따라서 생성된 지질시대가 알려진 암석의 잔류자기를 측정하면 그 지질시대의 지자기를 알 수 있으며, 결국 그 당시의 자극(磁極)을 알 수 있다. 이와 같이 암석의 자기를 측정하여 옛 지질시대의 지자기를 연구하는 학문을 고지자기학(古地磁氣學)이라 한다.

2차대전 후 이 학문은 급속도로 각 지질시대의 자극(磁極)의 위치를 알 수 있게 되었고, 그 결과 자극의 이동에 대해서 놀라울 만한 사실이 연달아 판명되었다. 이를테면 자극은 어느 지질시대에는 남북이 역전(逆轉)한 적이 있었고, 또 각 대륙의 암석에서 얻은 자극의 이동은 서로가 전혀 일치하지 않는다.

〔그림〕-14는 이와 같은 자극의 움직음을 나타내고 있다. 그리고 런콘(Runcorn)을 위시하여 영국의 지구물리학자들은 이와 같은 불일치는 암석이 존재하고 있는 각 대륙이 그 후 이동하였기 때문이라고밖에 생각할 수 없음을 밝혀 여기에 대륙표이설이 되살아났다.

대륙표이설

大陸漂移說

대륙표이설(혹은 대륙이동설)은 독일의 베게너(A. L. Wegener, 1880∼1930)가 1912년에 제창한 학설인데, 그는 현재의 아메리카 대륙·인도·오스트레일리아·아프리카는 원래 곤드와나(Gondwana)라고 하는 하나의 대륙이었으나 이것이 분열하여 이동한 것이라고 생각하였다. 이것은 대륙과 해양의 성인(成因)을 논하기에는 아주 합리적인 생각이었지만, 대륙을 움직일 수 있는 큰 힘에 대해서는 짐작조차 할 수 없었으므로, 그 후 오랫동안 지구 물리학자로부터 망각되어져 왔다.

그러나 1950년대에 고지자기학 분야에서 부활의 동기가 주어지고, 또 대전 후 발달한 고기후학(古氣候學)·지자기 측정·해저지형의 조사 등에 의하여 대규모적인 지각 이동이 과거에 있었던 것으로 생각되는 자료가 뒤따라 발견되어, 오늘날에는 지구과학의 지도적인 일대 가설로 인정받게 되었다.

맨틀 열대류

mantle 熱對流

대륙표이설은 대륙을 움직일 수 있는 힘으로서 맨틀 내의 열대류(熱對流)에 의한 물질의 이동을 생각하게 하기에 이르러, 현대 지구과학의 가장 중요한 가설이라고 생각하게 되었다. 물리학적으로는 옛날 레일리(J. Rayleigh) 등이 열대류의 계산을 해본 적이 있었다(1916). 1931년에 홈스(A. Holmes)는 조산력(造山力)으로서 이 열대류를 생각하였다. 그 뒤 페케리스(C. L. Pekeris)는 1935년에 지구상의 중력이상(異常)을 생기게 하는 물질분포를 맨틀 내의 대류로 생각하여 계산한 적이 있었다. 1939년엔 그리그스(D. Griggs)는 조산력으로서의 열대류의 모델을 실험하였다. 이상은 준비기라고 할 만한 시대의 연구이다. 1930년대에 동인도제도의 해구(海溝)를 따라 (-)의 중력 이상대(異常帶)가 존재함을 발견한 베닝 마이네츠(F. A. Vening Meinesz)는 2차대전 후 해구의 성인(成因)에 관한 열대류설을 활발히 전개하였다.

맨틀 열대류에 의해 합리적인 설명이 주어질 수 있는 현상에는, 해령(海嶺) 위에서 지각 열류량(地殼熱流量)이 현저하게 크다(〔그림〕-16)든지 심발(深發) 지진의 진원면(震源面)이 대륙쪽으로 함입되어 있다(〔그림〕-17)든지 하는 것이 있다. 이들 현상의 맨틀 열대류에 의한 설명은 〔그림〕-18로써 쉽게 이해될 수 있을 것이다. 그리고 이와 같은 열대류(熱帶流)로 인하여 물질의 고르지 못한 분포가 생기면, 그것은 지오이드(geoid)의 요철(凹凸)로서 나타나게 되어 있고 거꾸로 지오이드의 분포로부터 열대류의 방향, 나아가서는 지각 표면에 작용하고 있는 힘도 추정할 수 있다.

맨틀 열대류의 속도는 수평방향으로 1년에 1cm 정도라고 하지만, 오늘날까지 아직 직접 그 움직임을 확인한 사람은 없다. 앞으로는 인공위성을 이용하여 삼각측량(三角測量)으로 대륙간의 거리를 되풀이해 측정함으로써 맨틀의 흐름과 함께 대륙이 움직이고 있는지 아닌지를 직접 실증할 수 있을 것이다. 그 때까지는 맨틀 열대류론은 어디까지나 가설이다. 그리고 또 구소련의 베로소프, 류스테키 등과 같이 이 설에 반대한 사람도 많다. 그러나 맨틀 열대류론이 대상으로 삼고 있는 지구과학적 현상은 대규모이며 본격적인 현상이어서, 어떤 가설로써 설명하는 것이 불가피하다. 이 가설이 실증되는 날에는 그것은 지구과학의 일대 혁명이 될 것이다. 오늘날 우리는 조산·조륙(造陸) 운동, 대륙과 대양의 성인 따위를 통일적으로 설명할 수 있는 지구관(地球觀)을 가질 시대에 와 있다고 할 수 있다.

지 진

지진과 화산

地震－火山

지진이나 화산을 본격적으로 연구하기 시작한 것은 19세기 유럽의 지질학자들로서, 훔볼트(A.Humboldt, 1769∼1859), 쥐스(E. Suess, 1831∼1914), 헤르네스(1852∼1917) 등의 이름을 들 수 있다. 특히 지진을 화산성(火山性)지진·함락(陷落)지진·구조(構造) 지진으로 나눈 헤르네스의 분류는 오랫동안 사람들의 생각을 지배하였다. 한편, 물리학자 가운데 푸아송(S. D. Poisson, 1781∼1840)이나 스토크스(Sir George Gabriel Stokes, 1819∼1903), 레일리(J.Rayleigh 1842∼1919) 등은 일찍부터 탄성파동(彈性波動)의 연구를 해 왔었지만, 이들 연구가 지진학과 결부되기에는 지진계에 의한 지진 관측이 실용화되어야만 했다. 그러다가 유럽의 젊은 과학자들에 의해 비교적 정밀한 지진계가 발명되어 비로소 근대 지진학이 탄생하였다. 1880년에는 세계 최초의 지진학회가 존 밀른(John Milen, 1850∼1913), 멘덴홀(T. Mendenhall, 1841∼1924), 채플린(1847∼1918)), 기쿠치(菊池大麓, 1855∼1917) 등에 의해 창설되었는데, 이 학회는 당초부터 지진과 함께 화산도 연구할 것을 목표로 삼고 있었다.

오늘날 지진학의 과제를 개관하면, 대별하여 ① 지진 예측법을 완성하고 지진대책을 세울 수 있게 할 것, ② 그것을 위한 기초연구로서 지구 내부에 일어나고 있는 물리적 제현상을 해명하는 것으로 생각할 수 있을 것이다. 전자에 대해서는 특히 일본에서 1962년 지진예지(豫知) 계획이라는 것이 처음으로 완성되어, 그 후 이 계획은 조금씩 착실히 실시되고 있다. 그리고 1965년 미국에서 지진예지 계획이 완성되었으며, 구소련도 독자적으로 이 연구를 추진하고 있다. 후자에 대해서는 국제적으로 보아 지진학은 고체 지구 과학의 하나의 중심이 되어 있다. 화산에 대해서도 근대 물리학의 방법을 계속 받아들여, 종래의 기술적(記術的)인 화산연구가 더욱 물리학적인 화산연구로 대체되어 가고 있다.

이상과 같이 자연 과학적인 지진과 화산의 연구는 착실히 발전해 왔으나, 지진이나 화산 문제를 생각할 때에 잊어서는 안 되는 재해대책은 그 연구가 뒤지고 있다. 도시로의 인구 집중, 또는 화산 지역에서의 무계획적인 관광개발 등과 같은 사태는 지진이나 분화가 일어났을 때 큰 피해를 낳게 할 것이다.

지진

地震

현재까지도 지진의 원인은 아직 알려져 있지 않다. 따라서 지진의 정의로선 현상적(現象的)으로 지각 내에 저장되어 있던 의력(歪力：strain)이 탄성진동(彈性振動)에너지로 바뀌어져 급격히 방출되는 현상이라고 말하는 것이 보통이다. 이와 같은 현상은 아마 지각내(地殼內) 암석의 파괴로 인하여 야기되는 것으로 보인다. 이 파괴가 일어난 장소를 진원(震源)이라 하며, 진원 바로 위의 지표점을 진앙(震央)이라 한다. 그리고 특히 화산활동에 의해 일어나는 지진은 일반 지진과 구별하여, 화산성(火山性) 지진이라 한다. 화산성 지진은 일반적으로 작고 그 진원도 얕지만, 장기간 많은 지진이 한꺼번에 일어나는 일이 있다. 이와 같이 시간적·공간적으로 여러 개가 한꺼번에 발생하는 일련의 지진을 지진군(群)이라 한다.

지진파

地震波

진원에 일어난 급격한 변화, 즉 암석의 파괴는 탄성진동으로서 사방으로 전달된다. 이것이 지진파(地震波)이다. 지진파에는 여러 종류가 있다. 우선 실체파(實體波)라고 하는 P파(波)·S파는 각각 종파(縱波)·횡파(橫波)라고도 하여, 진동의 방향이 파동의 진행방향으로 평행 또는 직각으로 일어나는 파동이다. P파의 속도는 지각(地殼) 부근에서 매초 5∼7km, S파는 3∼5km로서 P파 쪽이 빠르며, 그래서 처음으로 지진계에 기록되었을 때부터 프라이머리(primary)의 머리글자를 따서 P파라고 한다. 후자는 세컨더리(secondary)의 머리글자를 따서 S파라 한다. 이와는 별도로, 지표상의 관측자에게는 탄성체 표면에만 전달되는 표면파가 관측된다. 그 중의 하나는 진동의 방향이 파동의 진행방향을 포함하는 연직면(鉛直面) 내에 있는 것으로서, 발명자의 이름을 붙여 레일리파(Rayleigh 波)라고 불린다. 또 하나는 탄성체의 표층에 이질적인 성질의 층이 있을 경우에 나타나는 파동으로서, 러브(A. E. Love)가 발견하였으므로 러브파(波)라고 일컬어진다. 진동의 방향은 파동이 진행방향에 직각인 수평방향이다. P파·S파의 속도는 지구 내부를 통과하는 길이에 따라서 변화한다. 이 변화로부터 지각·맨틀·핵이라는 지구의 내부구조가 판명되었다. 요즈음은 파장이 아주 긴 표면파를 관측함으로써 지각 및 상부 맨틀의 구조의 연구가 활발히 이루어지고 있다.

지진동

地震動

지진파가 지표에 도달하면 거기서 표면층의 진동이 일어난다. 우리는 이것을 지진동(地震動)으로서 관측한다. 지진동 가운데 최초의 움직임은 특별한 의미를 갖고 있어서 이를 초동(初動)이라 하며, 이것으로부터 진원에서 어떤 힘이 작용하였는가를 나타내는 발진기구(發震機構)를 추정할 수 있다. 지진동의 세기는 지진계(地震計)로 측정하고, 또 인체의 감각으로 판단한다. 지각이 완전히 고른 구조이면 지진동의 세기는 진앙(震央)을 중심으로 한 동심원상(同心圓狀)으로 감쇠한다고 생각되지만, 실제로는 그렇지 않고 진앙보다 먼 데서 오히려 지진동이 강한 경우가 있다. 이 같은 지역은 이상진역(異常震域)이다.

진도계

震度階

지진동의 세기를 신체의 감각 및 주위 상황으로 판단하여, 몇 단계로 구분하는 수가 있다. 진도계(震度階)는 얼핏 생각하기에 비과학적으로 지진동의 세기를 표시하는 방법같이 보이지만, 실은 이 표에 의해서, 지진계가 없었던 옛날의 지진기록을 통하여 그 지진의 규모도 추정할 수 있을 뿐더러, 정확한 지진계 기상(記象)을 해석하기 전에 발생한 지진에 관한 정보를 재빠르게 알아볼 수 있다는 등의 이점(利点)이 있다.

지진계

地震計

지진동을 관측하는 기계를 지진계라고 하며, 어느 방향의 진동을 관측하느냐에 따라서 상하동(上下動) 지진계·수평동(水平動) 지진계 등으로 나누며, 또한 주로 어떤 주기의 진동을 관측하려 하는가에 따라서 장주기(長周期) 지진계·단주기(短周期) 지진계 등으로 분류한다. 지진계의 원리는 모두 진자(振子) 운동에 바탕을 두고 있다. 천장에서 실로 추를 달면 그것도 하나의 지진계이다. 즉 지진동으로 지면이 진동하여도 추는 관성으로 정지하려고 하기 때문에, 그 추에 펜을 달아 놓으면 지면 위에 놓은 종이에 진동을 기록한다. 그러나 드디어는 진자(振子)도 움직이기 시작한다. 이 때 진자의 고유진동 주기를 크게 해놓으면 기록지상(紙上)에서 지진동과 진자의 진동과를 구별할 수가 있다. 지진계는 오늘날 일렉트로닉스(electronics)를 이용한 전자식(電磁式)이 많다. 또한 대지진 때의 건물의 진동을 재는 지진계는 대지진일지라도 기록 바늘이 튕겨나가지 않도록 특별히 설계되어 있어 이것을 강진계(强震計)라 한다.

지진체적

地震體積

1956년 쓰보이(坪井忠二, 1902∼ ? )는 지각의 강도에 한계가 있으며 따라서 지각이 부서지지 않고 저장할 수 있는 의력(歪力)에는 상한(上限)이 있다는 생각을 갖고, 발생 가능한 최대 지진의 에너지를 추산하여 5×1024erg라는 값을 얻었다. 이것은 지금까지 알려진 최대 지진인 매그니튜드 8.6인 지진의 에너지와 일치한다. 이렇게 하여 지진 에너지는 의(歪)의 대소보다도 그것에 관여하는 지각의 체적으로 결정된다는 생각이 생겨났다. 이 체적을 지진체적(地震體積)이라 한다. 지진체적 1㎤ 중의 에너지는 약 3000erg이다.

지진소

地震巢

지진이 일어나는 장소를 조사해 보면 지진은 그 진앙의 분포로 보든 진원의 깊이로 보든 지각 또는 상부 맨틀(mantle)의 일정한 부분에 집중적으로 일어나는 일이 많다. 이를 지진소(地震巢)라 한다. 가령 일본의 동북지방의 지진소는 크고 두꺼우며, 맨틀 상부에 위치하고 있다. 이에 반하여 서남 일본의 지진소는 작고, 지표에서 30∼40km 깊이에 있다.

지진대

地震帶

옛날부터 지진이 일어나기 쉬운 곳은 띠모양으로 분포한다는 생각이 있어서 이를 지진대라고 한다. 세계적으로는 환태평양 지진대(環太平洋地震帶)라는 태평양 둘레의 지진대가 유명하다. 일본 부근의 지진 분포를 잘 조사한 결과, 띠모양을 이룬다기보다는, 지진소(地震巢)로서 한 덩어리가 되어 있다고 생각하는 것이 옳음이 밝혀졌다. 그러므로 일본 부근에 관해서는 지진대라는 생각은 낡은 생각이다.

일본 고베 대지진

日本－大地震

1995년 1월 17일 일본 간사이(關西) 지방 효고(兵庫) 남부에 리히터 6의 강진이 일어났다. 이 지진으로 고베를 비롯한 그 지방 도시들은 순식간에 아수라장으로 변했다. 사망·실종 5,000여 명, 부상 21,000여 명, 가옥 등 건물 파괴 30,415채로 약 3조 엔(24조 원)의 재산 피해를 가져왔다. 이 같은 피해 규모는 지난 1948년의 후쿠이(福井) 지진 피해를 훨씬 넘어서 1923년의 관동대지진 이후 최대이다. 이 지진으로 인한 교포의 인명 피해도 5백여 명에 달했다.

터키 대지진

Turkey 大地震

1999년 8월 17일 터키 북서부 이즈미트 지방에 리히터 7.8의 강진이 발생해 15,000여 명이 숨지고 25,000여 명이 부상당했다. 이 강진은 1980년대 이래 이란·아르메니아·아프가니스탄 등으로 이어지는 지역에서 발생한 지진 대참사 가운데 하나가 됐다.

터키를 비롯한 이들 지역은 북쪽으로 밀고 올라오는 아프리카 암판, 아라비아 암판과 남쪽으로 내려오는 유라시아 암판이 만나는 곳에 끼여 있어 지질학적으로 불안할 수밖에 없다는 것이 지질학자들의 분석이다. 터키는 이들 세 암판이 충돌할 때마다 동서로 가로지른 단층대를 따라 서쪽의 에게해 방향으로 밀려난다. 에게해의 지반이 동쪽에 비해 상대적으로 낮고 약하기 때문이다. 터키에서는 역사적으로 이러한 지각운동이 북부 아나톨리아 단층과 동부 아나톨리아 단층 사이에서 끊임없이 발생해 왔다. 1998년 리히터 규모 6.8의 지진으로 144명이 숨졌던 아다나도 동부 아나톨리아 단층대에 위치해 있었고 이번 지진의 진원지인 이즈미트는 북부 아나톨리아 단층에 자리잡고 있다. 터키의 지질학자들은 1992년 연구보고서를 통해 2020년까지 터키 전역을 강타할 지진이 발생할 확률이 12%라고 예측한 바 있다.

하지만 지진 전문가들은 희생자가 많은 원인 가운데 하나로 터키 건축물의 안전도가 떨어졌기 때문이라고 보고 있다. 그렇지 않아도 경제난을 겪고 있는 터키는 이 지진으로 더욱 곤경에 빠지게 됐다. 터키는 1995년부터 4년 간 6%대의 높은 경제성장률을 보였으나 1999년 1/4분기에는 성장률이 －8.5%로 급전직하했다. 게다가 이 지진의 최대 피해지역인 이즈미트는 자동차와 정유 공장이 밀집해 있는 터키 경제의 심장부에 해당하는 곳이다. 한편 터키에서 독립을 추진하고 있는 쿠르드노동자당(PKK)은 진앙지에서 그리 멀지 않은 곳에 수감돼 있는 자신들의 지도자 압둘라 오잘란의 안전에 관한 정보를 제공해 줄 것을 터키 정부에 요청했다. 당 지도부는 이와 함께 당원들에게 지진 피해자들을 돕기 위한 모든 활동에 나설 것을 촉구했다.

또 1999년 11월 12일에는 이즈미트에서 그리 멀지 않은 볼루주(州) 두즈체 마을에서 또다시 리히터 규모 7.2의 강진이 발생해 수백 명이 목숨을 잃었다. 칸딜라 지진관측소는 이번 지진이 8월 지진과 관계가 없으나, 지중해 동부지역을 접점으로 한 유라시아－아프리카－아라비아 지표 판(板)이 충돌해 지진이 빈발한다고 밝혔다. 터키는 8월 지진으로 120억 달러의 경제적 피해가 난 데 이어, 11월 지진으로 100억 달러의 재산피해를 입어 경제적으로 더욱 어려움에 처하게 되었다.

대만(타이완) 대지진

臺灣－大地震

1999년 9월 21일 타이완 중북부 지역에서 리히터 규모 7.3의 강력한 지진이 발생해 2,000여 명이 사망하고 엄청난 재산피해가 났다. 실종자가 200여 명, 매몰된 사람이 2,500여 명, 부상자가 3,900여 명을 기록했다. 지진은 진앙인 중부 난터우(南投)에서 시작돼 1분 가량 수도 타이베이(臺北) 등 중북부 전역을 강타했으며 뒤이어 18시간 동안 1,000여 차례의 여진이 계속됐다. 지진으로 송전탑 등이 부서져 대만의 절반을 넘는 650만 가구 이상에 전력공급이 끊겼고 산사태와 교량분괴로 상당수 지역이 외부와 단절됐다.

대만은 세계에서 지진활동이 가장 활발한 환태평양 지진대에 속해 있어 지진이 자주 발생한다. 대만 남부 동중국해는 지표판 중 유라시아판과 필리핀판이 만나는 지진대이다. 비교적 규모가 작은 필리핀판 밖에는 태평양판이 있어 태평양판과 필리핀판 유라시아판 등이 서로 부딪치면서 지진 등 갖가지 지질활동이 계속 일어난다. 특히 필리핀판과 유라시아판이 만나는 지진대의 경우 두 지표판이 엇갈려 있는데다 만나는 깊이가 200km 이하여서 지진이 잦을 뿐만 아니라 지진이 발생할 때마다 피해가 크다.

다만 지금까지 대만 주변 지진대에서 발생한 지진은 진앙이 이번처럼 대만 섬 내부가 아니고 대부분 해저여서 지진 규모에 비해 피해가 적었다. 대만에서는 1935년 리히터 규모 7.4의 강진으로 3,276명의 희생자가 발생했으며 1964년에도 강진으로 106명이 사망하고 650명이 다쳤다. 통계에 따르면 대만에서는 매년 10여 차례의 크고 작은 지진이 발생하고 있다. 남북아메리카의 서해안에서 알류샨열도·캄차카반도·쿠릴열도·일본을 거쳐 대만동부 해안·필리핀·뉴질랜드로 이어지는 환태평양지진대에서는 해마다 지구 지진에너지의 80%가 방출되고 있다.

지진에 따르는 여러 현상

地震現象

대지진은 대재해를 가져오지만, 지학적으로도 몇 가지 특수 현상을 수반하는 일이 많다. 지진 전후에 샘물의 탁한 정도와 샘물의 양이 변했다거나, 온천물이 나오는 모양이 변했다고 하는 따위는 흔히 있는 일이다. 그러나 가장 현저한 현상은 지각(地殼)변동이다. 지진에 수반하여 생긴 단층(斷層)을 지진단층이라 하며, 지진단층 중에는 그 상하·수평 방향으로 어긋난 것을 보아서 쉽게 확인할 수 있는 예가 흔히 있다. 또한 이와 같이 목격할 수 있는 지각변동 이외에, 수준 측량(水準測量)이라고 하여 토지의 높이를 결정하는 측량을 되풀이함으로써 비로소 판명되는 근소한 변화도 있다. 뿐만 아니라 토지는 수평방향으로도 변화한다. 오랫동안의 연구에 의하여 이들 지각의 이상변화는 실은 대지진에 앞서서도 일어나고 있음이 밝혀졌으며, 이는 지진을 예측하는 데 하나의 유력한 방법이 되어 있다. 그리고 해저에 지진이 있어서 급격한 토지 변동이 일어나면 그 영향은 해일(海溢)이라는 아주 파장이 긴 파도가 되어서 해안에 밀려오고, 해안에 가까워지면 파고(波高)가 증대하여 특히 만(灣) 안쪽에서는 고조(高潮)가 되어 육지를 휩쓸고 큰 피해를 준다. 그러나 해일은 지진이 일어난 뒤 30분∼1시간 가량 있다가 밀어닥치기 때문에, 주의만 하면 충분한 대책을 강구하여 피난할 수 있다. 또한 지진에 따라 지자기(地磁氣)가 변한다는 설이 예부터 있다. 그와 같은 예가 보고 되어 있기는 하나, 반드시 언제나 지진에 따라 지자기에 변화가 생긴다고 말할 수는 없는 것 같다.

미소지진

微小地震

매그니튜드(magnitude) 3에서 1까지의 지진을 미소(微小)지진, 1 이하의 지진을 극미소(極微小)지진이라 한다. 이와 같은 작은 지진의 관측은 2차대전 후 일렉트로닉스(electronics)의 발달로 말미암아 감도 높은 전자식(電磁式)지진계가 쉽게 제작됨에 따라서 활발히 연구되었다. 작은 지진의 관측에는 잡음이 없는 견고한 특수 관측점을 만들지 않으면 안 된다는 불리한 점도 많지만, 한편 작은 지진은 지진 빈도의 법칙에 따라 그 수가 많기 때문에, 단기간 내에 많은 자료를 얻을 수 있다는 이점이 있다. 그리하여 작은 지진의 자료로부터 큰 지진의 발생 빈도를 추정할 수 있다. 이것은 지진 예측상 매우 편리하다고 할 수 있겠다. 나아가서 암석에 압력을 주어 파괴하여 탄성진동을 발생시키는 암석파괴 실험으로 큰 파괴에 앞서서 작은 파괴가 많이 일어남이 판명되었다. 더구나 부서지기 쉬운 암석일수록 작은 파괴가 빨리 또 많이 일어난다. 지각이 본래 무른 곳에서는 지진이 일어나기 쉽다는 것이 조사되어 있다.

지진의 원인

地震－原因

1917∼18년경 일본의 시다(志田順, 1876∼1936)는 지진이 일어났을 때에 지면이 최초 진원에 대해 끌리는 식으로 움직였는지 밀리는 식으로 움직였는지를 지진계 기상(記象)에서 판독하여, 이를 관측점마다 지도상에 기입해 보고 규칙적인 분포를 이룸에 주의하였다. 이러한 P파 초동(初動)의 분포에는 두 가지 형이 있는데, 하나는 〔그림〕-22와 같은 사상한형(四象限型), 또 하나는 진앙(震央) 부근의 원내에 한정된 형(밀린 원추형)으로, 사상한형은 단층의 생성에 의해 설명되고 후자는 진앙 부근의 지각의 몰락으로 설명된다. 이와 같은 얼개를 발진기구(發震機構)라 한다. 그 후 사상한형으로 초동이 분포하는 지진은 수없이 발견되어, 한때는 단층지진설(單層地震說)이 유행하였다. 이에 대하여 1934년 이시모토(石本已四雄)는 마그마 관입설(magma 貫入說)을 주창하였다. 1929년 와다치(和達淸夫)는 맨틀 내에 일어나는 심발(深發)지진을 발견하였는데, 심발 지진의 P파 초동분포가 있는 것은 진앙 근처가 밀리고 있다. 이시모토는 이것은 원추 내에서 미는 힘이 작용하고 있어서 그 원추가 비스듬히 지표와 교차되므로 쌍곡선이나 타원형의 초동분포의 경계가 생긴다고 생각했다. 이 메커니즘은 마그마의 관입을 연상시킨다. 이상과 같이 지진의 원인으로서는 단층지진설·마그마 관입설이 있으나, 현재로서는 양쪽 다 완전한 설명이 못된다.

지진의 예측

地震－豫測

지진 발생의 때·장소·크기를 예측하는 것은 오래전부터 지진학자의 꿈이었다. 지진 예측에 필요한 관측 항목은 ① 측지(測地)측량의 되풀이 등에 의한 지각변동의 연구, ② 지진계에 의한 지진활동도의 조사, ③ 지진파 속도의 관측, ④ 지금도 움직이고 있는 단층인 활(活)단층의 조사, ⑤ 지자기·지전류(地電流)의 조사 등을 들 수 있다. 이와 같은 관측을 실시해 나가면 머지 않아 지진예측의 가능성이 있을 것이다.

화 산

마그마

마그마의 발생

magma－發生

지구 내부는 깊은 곳일수록 온도가 높고, 압력 또한 높다. 암석은 압력이 높으면 녹기 시작하는 온도도 높아지기 때문에 지하에서는 온도가 올라가도 암석은 좀처럼 녹지 않는다. 마그마의 대부분은 지하 수십 킬로미터에서 수백 킬로미터 깊이에서 발생하는 것으로 보인다. 그와 같은 깊은 부분은 상부 맨틀이라고 하는데, 지표에서 볼 수 있는 많은 암석과는 다른 조성을 가진 감람암(橄欖巖)이라는 암석으로 이루어져 있다. 그러나 감람암이 일부 녹아서 생기는 마그마는 원래의 감람암과는 다르며, 보통은 현무암질로 되어 있다. 온도가 충분히 높지 않기 때문에 감람암은 항상 일부분밖에 녹지 않으며, 그렇게 형성된 마그마는 조금씩 모여 서서히 상승한다.

마그마의 상승

magma－上昇

마그마는 주위의 암석보다 가볍기 때문에 부력에 의해 상부 맨틀 안을 상승한다. 모호로비치치면을 통과하여 지각 속을 더욱 상승하면 지하 10km 깊이 정도에서 부력이 없어져 그곳에 고이게 된다. 이렇게 많은 양의 마그마가 모여 있는 부분을 마그마 덩어리라고 한다. 마그마 덩어리 안의 마그마는 주위의 암석보다도 온도가 높지만 열을 빼앗겨 점차 냉각되면서 결정체가 되어간다. 이때 액체 상태의 마그마 속에 용해되어 있는 가스 성분은 점점 농축되어 압력이 높아진다. 그리고 압력이 지나치게 높아지면 폭발적으로 분출한다. 이것이 화산 활동의 에너지 형식이다.

화산 밑에는 이와 같은 마그마 덩어리가 있는 경우가 많다고 볼 수 있는데, 때로는 훨씬 깊은 부분에서 마그마가 일시에 상승하여 지표에 분출하는 경우도 있다.

분화 형태

噴火形態

육상에서의 분화 활동은 자세히 관찰되고 있기 때문에 잘 알고 있으나 해저에서도 화산의 분화가 왕성하게 일어나고 있을 것으로 추측된다. 육상의 분화 형태는 다음과 같이 크게 나눌 수 있다.

현무암질 홍수 분화(분출형 분화)

수십 킬로미터에 이르는 대규모의 갈라진 틈에서 현무암질 마그마가 분수처럼 분출하여(용암 분천(噴泉)이라고 한다), 광대한 현무암 대지를 형성하는 분화로서 인도의 데칸고원, 미국의 콜롬비아강 대지, 아이슬란드의 라카기갈(1783년의 분화로 500㎢ 이상의 넓은 지역이 분출물로 뒤덮였다) 등이 있다.

하와이식 분화

유동성이 풍부한 현무암질 마그마가 산꼭대기의 화구나 산중턱의 갈라진 틈에서 분천으로 분출하는 것은 현무암질 홍수 분화와 같지만 마그마가 분출하는 양이 훨씬 적다. 하와이의 킬라우에나 마우나로아 화산의 분화가 대표적이다. 폭발적이 아니어서 화산 연기는 많이 나오지 않지만 화구나 움푹 팬 웅덩이 등에 녹은 상태의 용암이 고여 용암호(鎔巖湖)가 생기는 경우가 있다. 킬라우에 화산의 산꼭대기의 할레마우마우 화구에는 수십 년에 걸쳐 용암호가 존재했다.

스트롬볼리식 분화

현무암질 또는 안산암질로 된 유동성이 풍부한 마그마가 수십 초에서 수십 분 간격으로 작은 폭발을 일으키면서 화구에서 분출하는 분화이다. 분출한 마그마는 물보라나 방추상(紡錘狀), 소똥 모양의 화산탄으로 낙하한다.

화구 주위에는 분출물이 겹쳐 쌓여 원뿔 모양의 화쇄구(火碎丘)가 생성된다. 지중해의 섬 스트롬볼리 화산은 2000년 이상이나 이와 같은 형태의 분화를 계속하고 있어 이 섬을 '지중해의 등대'라고 부른다.

블루카노식 분화

스트롬볼리식 분화의 경우보다 점성이 큰 안산암질 마그마가 분출할 때 용암의 파편(화산재, 화산 자갈, 화산 암괴)이나 화산탄 등이 검은 연기가 되어 폭발적으로 분출한다. 스트롬볼리 화산과 마찬가지로 지중해의 섬 블루카노 화산의 활동에서 명명된 것인데, 현재는 분화를 하지 않는다. 하늘 높이 분출한 화산탄이나 화산 암괴는 비행기의 창이나 건물 지붕 등을 손상시키기 때문에 매우 위험하다.

플리니식 분화(혼합형 분화)

안산암질 또는 유문암질 마그마가 스코리아(암석 부스러기)나 경석(輕石), 화산재로 격렬한 폭발을 수반하여 분출하는 형태이다. 분출물은 버섯 모양의 연기가 되어 하늘 높이까지 올라가 바람에 의해 밑으로 떨어진다. 산중턱에 떨어진 화산류는 경사면을 따라 흘러내려오는 경우도 있다. 서기 79년에 이탈리아의 베수비오 화산의 분화가 대표적으로 분화를 기록한 박물학자 플리니우스의 이름을 따서 붙여졌다. 그때 일어난 분화로 산기슭에 있던 도시 폼페이와 엘콜라노는 순식간에 경석과 화산재에 묻혀 버렸다. 1991년 필리핀의 피나츠보 화산의 분화에서는 연기가 높이 40km까지 치솟았다.

울트라블루카노식 분화

온도가 높은 마그마가 직접 나오지 않는 폭발적인 분화로, 수증기 폭발이라고도 한다.

스루츠이식 분화

현무암질 마그마가 바닷물과 접촉하여 폭발을 일으켜 다량의 화산재가 되어 분출한다. 이를 마그마-수증기 폭발이라고도 한다. 아이슬란드 남쪽의 먼바다에서 1967년까지 분화가 계속되어 스루츠이라는 화산섬이 생긴 데서 이런 이름이 붙여졌다.

화쇄류

火碎流

고온의 가스와 화산재, 경석 또는 스코리아, 화산 암괴가 한꺼번에 경사면을 따라 흘러내리는 현상을 말한다. 대규모 화쇄류는 흔히 발포한(기공이 많은) 경석이나 스코리아, 화산재로 이루어져 있으며, 화구에서 100km 이상 멀리까지 간다. 다량의 분출물이 나온 후 화구 주위는 함몰하여 칼데라호가 생긴다. 중간 규모의 화쇄류는 중간 정도로 발포한 경석이나 스코리아로 이루어진다. 소규모 화쇄류는 열운(熱雲)이라고도 한다.

심해저에서의 분화

해양저에서는 대량의 현무암질 마그마가 분출하고 있을 것으로 추측된다. 수중 카메라 등의 기록에 의하면 분출한 마그마의 대부분은 공 또는 타원형 덩어리의 집합체로 굳어진 듯하다. 이것을 침상(枕狀) 용암이라고 하며, 옛날 지질 시대의 해성층(海成層) 안에 들어 있는 상태로 지상에 노출되어 있는 것도 있다. 또한 용암의 일부는 바닷물에 의해 급격히 냉각되어 잘게 부스러져 유리질 파편의 집합체가 된다.

분화 에너지

폭발할 때 화산 가스의 압력은 엄청나서 화구에서 반경 10km 이내의 창문을 부술 정도의 공기 진동 에너지를 발생한다. 화산탄이나 암괴는 이러한 가스 압력에 의해서 화구에서 총알처럼 퉁겨져 나와 100-250m/sec에 달한다. 그러나 분화 에너지는 이와 같은 운동 에너지보다도 분출물에 의해 화구에서 운반되는 열에너지 쪽이 100배나 큰 것으로 알려져 있다. 대규모 분화에서 방출되는 열에너지는 1,025에르그(erg)를 넘는데, 이것은 메가톤급 수소폭탄 100개가 내는 에너지에 상당한다.

화산의 분출물

화산에서 방출되는 물질에는 기체(화산가스), 액체(용암), 고체(화산쇄설물)의 세 종류가 있다.

화산가스

火山gas

지하의 고압 상태에서 마그마에 용해되어 있는 가스 성분(휘발성 성분)이 압력의 감소와 함께 액체의 마그마에서 분리되어 가스가 된 것이다. 수증기(H2O)가 대부분을 차지하며, 그 밖에 이산화탄소, 염소, 이산화황, 황화수소, 수소, 일산화탄소, 염화수소, 불소, 메탄 등이 함유되어 있다. 활화산에서는 폭발적인 분화 활동을 하지 않을 때라도 화구나 분기공에서 화산가스가 계속 방출되고 있으며, 그 양은 실로 막대하다. 바닷물 속의 염소이온은 화산에서 방출된 것으로 여겨진다. 화산이 분화활동을 멈춘 뒤에도 화산가스의 방출은 분기지대, 황기지대 등으로 불리는 국부적인 지역에서 오랫동안 이어지는 경우가 있다.

용암

鎔巖

액체 상태의 마그마가 지표에 분출하여 흘러내리는 것으로서 화구에서 분출할 때의 온도는 현무암질 용암이 1,200-1,050℃, 안산암질 용암이 1,100-900℃, 데이사이트질이나 유문암질 용암은 1,000-750℃ 정도이다. 용암의 점성은 온도가 높을수록 낮다. 현무암질 용암은 물엿 정도의 끈기를 갖고 있어 유동성이 풍부하지만, 데이사이트질이나 유문암질 용암은 점성이 매우 커서 용암류가 흘러내리는 속도가 무척 느리다.

현무암질 용암은 점성이 낮기 때문에 일반적으로 두께가 얇아 수십 센티미터에서 몇 미터 정도로, 광택이 있는 매끄러운 표면을 가진 것이나 밧줄 모양으로 된 것이 많다. 이러한 용암은 하와이의 화산에서 많이 볼 수 있어 파호이호이 용암이라고 불리기도 한다. 또한 표면이 거칠거칠한 코크스 상태의 용암을 아아 용암이라고 부른다. 안산암질이나 데이사이트질 용암류는 점성이 크기 때문에 두께가 50m 이상 되는 것도 흔히 볼 수 있다. 이와 같은 두꺼운 용암류의 경우 표면이 냉각되어 굳으면서 생긴 피각(皮殼)이 내부의 유동에 의해 파괴되어 거대한 암석 덩어리가 되기 때문에 커다란 암괴가 마구 쌓인 상태가 된다.

화산 쇄설물

화산의 폭발적 분화에 의해 파쇄, 방출된 바위 파편을 화산 쇄설물이라고 한다. 넓은 의미에서는 화산암 이외의 바위 파편을 포함하는 경우도 있다. 화산 쇄설물은 암질(巖質)·외형·내부구조 등으로 분류된다. 지름이 64mm 이상 되는 것을 화산암괴, 지름 64-2mm인 것을 화산 자갈, 지름 2mm 이하인 것을 화산재라고 부른다.

고온의 마그마가 부드러운 상태로 화구에서 공중으로 방출되면 비행중 또는 착륙 직후에 특정한 외형이나 내부 구조를 갖게 되는데, 이러한 것을 화산탄이라고 한다. 또 마그마에서 화산 가스가 빠져나갈 때 기포가 대량으로 발생하면 다공질(多孔質)의 스펀지 같은 덩어리가 생긴다. 대부분은 색깔이 하얀데, 이를 경석이라고 부른다. 또 색깔이 검은 것은 스코리아라고 한다.

화산의 형태와 구조

화산 활동에 의해 생긴 지형을 화산체(火山體)라고 한다. 화산체에는 단 한 차례의 분화로 생긴 단성화산과 100만 년 정도 분화를 계속하여 생긴 복성화산이 있다. 화산체는 분출물이 계속 쌓여 산이 된 것만이 아니라 폭발로 인해 땅이 움푹 팬(마르) 것도 있다. 육상의 화산체 중에서 가장 큰 것은 용암대지이며, 작은 것은 마르·화쇄구·용암 첨탑·용암 원정구 등이다.

폭렬 화구

爆裂火口

격렬한 폭발에 의해 산꼭대기의 화구가 넓어진 것이나 폭발에 의해 산중턱에 생긴 화구를 말한다.

마르

Marr

마그마-수증기 폭발 등의 폭발적인 분화로 생기며, 분출물이 멀리까지 날아가기 때문에 화구 주위에 분출물이 퇴적하지 않는다. 화산 가스만이 분출할 경우는 화도(火道) 주위의 암석 파편이 사방으로 날며, 화구는 절구 모양이 된다. 경석이나 스코리아도 분출한 경우에는 화산 쇄설물이 많이 쌓인다. 마르 밑은 편평한 경우가 많으며, 물이 고여 있는 경우도 있다. 지름은 수백 미터 정도 되는 것이 많이 있다. 독일의 아이펠 지방에 많이 있는 마르가 유명하다.

화쇄구(화산 쇄설구)

火屑口 폭발적인 분화에 의해 경석이나 화산재 등의 화산 쇄설물이 화구 주위에 날려 쌓여서 생긴 원뿔 모양의 화산체로, 화구 부분이 큰 것이 특징이다. 화산체를 만드는 화산 쇄설물의 종류에 따라 화산재구, 경석구, 스코리아구(또는 분석구)라고 부른다.

순상화산

楯狀火山

분화의 중심에서 두세 곳의 방향으로 내려가는 코스가 생겨 중앙 화구와 이 코스를 따라 갈라진 틈에서 유동하기 쉬운 현무암질 용암이 유출하여 생긴 경사가 완만한 원뿔 모양의 화산체이다. 순상화산은 주로 용암류로 이루어진다. 아이슬란드형 순상화산은 순상화산으로서는 소형으로, 높이 1,000m 이하인 것이 많으며, 산꼭대기의 화구는 비교적 크다.

하와이형 순상화산은 중앙화구와 갈라진 틈에서의 분화를 되풀이하여 생긴 거대한 화산체이다. 하와이섬의 마우나로아 화산은 해발 4,170m, 킬라우에 화산은 1,247m이지만 하와이섬 부근의 해저의 깊이가 5,600m인 것을 고려하면 마우나로아 화산은 높이 약 1만 m의 화산이라고 할 수 있다. 화산체 기부(基部)의 지름은 100-400km나 되며, 육상의 산기슭의 경사는 3-6°이다. 산체의 크기에 비해 산꼭대기 화구의 지름은 작으며, 산꼭대기에 칼데라가 있는 곳이 많다. 해저 부분에는 침상 용암이나 유리질 파편의 집합체가 쌓여 있다.

성층화산

成層火山

용암류와 화산재, 화산탄, 화산암괴 등의 강하 화산 쇄설물층이 쌓여서 생긴 원뿔 모양의 화산체를 말한다. 산꼭대기에는 중앙화구가 있으며, 산중턱은 급경사인 반면 산기슭은 경사가 완만하다. 중앙화구 밑의 원뿔형 화도 부분은 고온의 암석 파편이나 용암이 쌓여 있기 때문에 단단한 심지처럼 굳어져 있다. 산중턱 부분이 침식작용으로 유실되어도 화도 부분은 남아 있는 예가 있다. 스시마 열도, 캄차카 반도, 알레우트 열도, 안데스 산맥, 필리핀 제도, 인도네시아, 지중해의 화산의 대부분이 성층화산이다.

화쇄류 대지

火屑類大地

대규모 화쇄류가 퇴적하여 생긴 광대한 대지를 말한다. 화구 부근은 함몰하여 칼데라호가 되어 있다. 칼데라 밑에는 소형 성층화산(중앙화구)이 생긴다.

용암 대지

鎔巖大地

다수의 대규모 용암류가 쌓여 생긴 대지이다. 현무암질 용암 대지에는 거대한 것이 있다. 유동하기 쉬운 용암이 길게 갈라진 틈을 따라 멀리까지 분출한 것이라고 생각하면 된다. 인도의 데칸 고원이나 미국의 콜롬비아강 대지 등도 용암 대지이다. 데칸 고원에서는 수천 장에 이르는 용암이 거의 수평으로 겹쳐 2000미터나 되는 두께로 쌓여 있다.

칼데라

caldera

보통 분화구는 크기가 지름 1km 이하이지만 어떤 원인으로 인해 화구가 크게 팬 경우 그 윤곽이 원형 또는 말굽형일 때 칼데라라고 한다. 우리나라에서의 화구와 칼데라의 구별은 지름 2km를 경계로 하고 있다. 폭발 칼데라는 대형 폭렬 화구이며, 침식 칼데라는 침식 작용에 의해 화산체에 커다란 원형 웅덩이가 팬 것이다.

칼데라의 대부분은 함몰 칼데라이며, 어떤 원인으로 화구 바로 밑의 마그마의 양이 급격히 감소하여 화산체가 밑에서부터 받쳐주는 지지를 잃어 함몰하면서 땅이 팬 것이다. 킬라우에형 칼데라는 하와이형 순상 화산에서 볼 수 있으며, 산꼭대기 바로 밑에 있는 마그마 덩어리에서 현무암질 마그마가 급격히 다른쪽으로 이동하면서 속이 비기 때문에 생긴다. 마그마의 이동은 보통 산중턱의 갈라진 틈이 벌어져서 생기는 측(側)분화가 원인이 된다. 이들은 모두 대규모 화쇄류 분출이 먼저 일어나고 그 직후에 화구 부근이 함몰하여 지름 몇 킬로미터에서 20km의 칼데라가 된 것이다. 칼데라의 바깥쪽에는 광대한 지역에 화쇄류 퇴적물이 대지를 이루어 펼쳐 있다.

복합화산

複合火山

단순한 구조의 화산 몇 개가 서로 밀접하게 연관되거나 겹쳐져 하나의 복잡한 구조의 화산을 형성할 때 이러한 화산을 복합화산이라고 한다. 예를 들어 칼데라가 생긴 뒤에 여러 개의 중앙화구가 성장한 것이 그 예이다. 또 실제로는 두 개의 성층화산과 하나의 순상화산이 겹쳐져서 생긴 것도 복합 화산의 한 예이다. 커다란 화산체 산중턱에 부착되어 있는 소형 화산체를 측화산(기생화산)이라 한다.

활화산

活火山 active volcano

현재 활동중인 화산 또는 지금은 활동하지 않으나, 앞으로 활동이 예상되는 화산을 가리킨다. 현재 800개 정도의 활화산이 알려져 있는데 대부분 좁은 띠 모양으로 분포하고 특히 일본열도를 포함한 환태평양지역이나 인도네시아에 밀집되어 있다.

화산분화의 예측

火山噴火－豫測

지진예측과 마찬가지로 화산분화의 예측도 분화에 앞선 전조(前兆)현상을 잘 살펴봄으로써 가능하다. 지진과는 달리 화산의 경우는 이변(異變)이 일어나는 장소가 정해져 있기 때문에, 언제·얼마만큼의 크기인가 하는 두 가지 요소를 예측하면 된다. 전조현상으로서는 화산성 미동(微動)·지형변동·지온분기용천(地溫噴氣湧泉)의 변화·지자기·지전류중력(地電流重力)의 변화 등이 있다.

화산의 분포

화산은 지구상의 특정한 환경에 한하여 분포하고 있다. 대부분은 판의 경계 부근에 존재하며 띠 모양으로 배열되어 있기 때문에 화산대라고 한다.

세계의 화산대

世界－火山帶

화산대의 폭은 보통 100-200km인데, 세계에서 가장 긴 화산대는 태평양을 에워싸고 있는 환태평양 화산대이다. 전세계 활화산의 60%는 이 화산대에 속해 있다. 특징은 컬크알칼리 암계라고 불리는, 주로 안산암질 마그마의 분출이 많으며, 여러 가지 형태의 화산이 있고, 분화 형태도 매우 다양하여 지구 표면에서 화산 활동이 가장 활발한 부분이다. 이 밖에도 지중해에서 아시아에 걸쳐 뻗어 있는 지중해 화산대, 아프리카 대륙 동부의 대지구대를 따라 분포하는 동아프리카 화산대 등이 있다. 모든 화산대는 지진대나 지각 변동이 격렬한 지역과 일치한다. 한편 해저에는 다른 종류의 화산대, 즉 태평양 남동부와 대서양 중앙부를 남북으로 달리는 지대, 인도양 등의 중앙 해령이라 불리는 총연장 8만 킬로미터에 이르는 균열 지대가 있으며, 이곳은 현무암질 마그마의 활동이 왕성하다. 하와이 제도나 갈라파고스 제도는 거대한 화산열도이다.

지각과 그 변동

지각과 그 변동

地殼－變動

지각은 대륙 지역에서는 두꺼워서 30∼40km되지만, 해양 지역에서는 엷어서 5∼6km에 지나지 않는다. 습곡(褶曲)산맥 아래에서는 50∼60km에 이르는 곳도 있다. 대륙지역의 지각은 밀도가 다른 상하 두층으로 나누어진다. 상층은 하층에 비하여 밀도가 약간 작고 화강암 비슷한 물질로 이루어져 있다. 하층은 현무암 비슷한 물질로 이루어져 있으며, 해양지역의 지각은 현무암질의 하층만으로 되어 있다.

지각의 표면은 복잡한 기복이 있어서, 지각을 이루는 암석은 화성암이 가장 많고, 퇴적암(堆積岩)·변성암(變成岩)이 그 다음으로 많다. 이들 암석은 40∼50억년에 이르는 지구의 오랜 역사를 통하여 생긴 지각변동의 산물이다. 그러므로 지각을 이루는 암석의 성질이나 지각의 구조를 살펴봄으로써 지각의 생성이나 역사를 알아볼 수가 있다.

지표의 변화

地表－變化

지구의 표면은 대륙과 해양의 두 부분으로 나누어진다. 육지의 평균 높이는 840m인데, 해안평야·구릉·대지(臺地)·산맥 따위의 복잡한 기복을 가지고 있다. 산맥이 되어 있는 지역은 면적은 크지 않으나, 그 대부분은 대륙의 내부보다 바다에 가까운 곳에 있어서 조산대(造山帶)라고 일컬어지는 특별한 지역으로 되어 있다. 고산(高山)의 사면(斜面)에는 많은 골짜기가 패어 있고, 이들 골짜기를 흘러내리는 물은 하천이 되어 바다로 들어간다. 하천의 유수는 지표의 암석을 침식하고 대소의 암설(岩屑)을 운반하여 하류 유역이나 해저에 이들 물질을 퇴적한다.

지표는 지각의 내부 마그마(magma)의 작용 등에 의하여 끊임없이 융기와 침강을 일으킨다. 또한 대기나 물의 작용으로 풍화·침식을 받고 있다. 말하자면 지표는 지각의 운동과 대기나 물에 의한 풍화·침식의 작용의 복합으로 인하여 복잡한 기복이 만들어지고, 그 형태가 끊임없이 바뀌어지고 있다고 할 수 있다.

해안 단구

해안에 가까운 지역에는 때때로 편평한 면을 가진 지형이 몇 개의 계단 모양으로 나누어져 있는 것을 볼 수 있다. 이 단을 형성하고 있는 면은 해면이나 그보다 낮은 지역과 단애(斷崖)로 접하고 있다. 이와 같은 단을 이루고 있는 해안 지형을 해안 단구라고 한다. 이 단구의 상부에는 종종 얕은 해저에서 퇴적한 것으로 보이는 조개 껍데기를 함유한 모래나 자갈층이 남아 있다. 따라서 이와 같은 단구는 옛날에는 해저였던 지층이 융기하여 해면 위에 나타난 것이라고 할 수 있다. 또한 지형이 편평한 것은 일찍이 얕은 해저였던 것이 파도의 작용으로 편평하게 깎였고, 모래나 자갈에 의해 요철이 메워졌기 때문이다.

해안단구

海岸段丘

때로 2단이나 3단으로 되어 있는 경우가 있다. 이것은 제4기 갱신세에 빙하기와 간빙기가 반복되어 해수면이 오르내렸기 때문이다. 올라간 시기(간빙기)에 해저면이 깎여 하나의 단구면이 생성된다. 그런데 이 사이에 지반은 항상 조금씩 융기를 거듭하기 때문에 한 번 생성된 단구면은 잇따라 생기는 새로운 단구면보다 높은 곳으로 밀려올라가게 된다. 이와 같이 하여 간빙기 수만큼 단구가 생겨 더 오래된 시대의 단구일수록 높은 위치를 차지하게 된다.

하안단구

河岸段丘

큰 강의 강기슭에는 해안단구와 마찬가지로 서로 벼랑끼리 접하는 몇 단의 편평한 면으로 이루어진 단구가 발달해 있다. 이 단구에는 옛날에 강이었음을 보여주는 자갈이나 모래층이 남아 있다. 과거의 강이 몇 단이나 거쳐 높은 곳으로 밀려올라간 것은 지반이 조금씩 들려올라가는 사이에 하천이 계곡을 침식하기 때문이다. 그리고 새로운 강일수록 낮은 곳에 생성되어 있다.

단구가 많은 단을 이루는 것은 하천 계곡의 침식에 주기가 있기 때문이다. 이 주기는 해안 단구를 형성한 빙하기와 간빙기의 해수면의 상하 운동 주기와 일치한다. 그것은 간빙기 때에 해수면이 올라가면 하천의 운반력이 약해지기 때문에 하천의 침식도 자연히 약해지며, 하천의 범람원은 모래나 자갈로 인해 묻혀 거기에 하나의 안정된 단구면이 생성된다. 또 다음 빙하기에 해수면이 내려가면 하천의 운반력이 강해져 하천의 침식 작용도 강해짐으로써 낮은 단구면이 깎여들어가 이미 생성되어 있던 오래된 단구면은 같은 속도로 진행하는 지반의 융기 때문에 보다 높은 위치로 밀려올라간다. 이와 같은 현상이 되풀이되기 때문에 몇 단의 단구가 남게 된다.

융기해안

隆起海岸

해안에 가까운 해저는 파도의 침식 작용에 의해 편평해지며, 게다가 오목한 부분은 토사에 묻혀 한층 편평한 지형이 된다. 이 같은 얕고 편평한 해저가 약간 융기하면 편평하고 출입이 적은 해안선을 나타내는 육지가 나타난다. 융기해안은 멀리까지 얕은 모래사장으로 되어 있으며, 파도에 쓸려온 모래가 사주(砂州)를 만들거나 그 안쪽에 개펄이 형성되기도 한다. 또한 융기 해안에는 단단한 암석이 얕은 해저에서 파도에 의해 편평하게 깎인 해저가 그대로 들려올라가 넓은 플랫폼을 이루는 경우도 있다.

리아스식해안

rias式海岸

단구나 융기해안과 달리 리아스식해안은 해수면이 상승한 것, 즉 육지가 바다에 가라앉아 생기는 해안 지형이다. 산지처럼 기복이 심한 지형이 바다에 가라앉으면 계곡 밑바닥까지 바닷물이 유입되기 때문에 복잡하고 출입이 빈번한 해안선이 된다.

이와 같은 해안은 암석으로 형성되는 경우가 많으며 작은 섬들을 많이 볼 수 있다. 이것은 에스파냐 북서부에서 많이 볼 수 있는데, 이 지방에서 리아(에스파냐어로 '후미'라는 뜻)라고 부르는 데서 붙여진 이름이다. 우리나라에서는 전라남도 해남 해안 등지에 리아스식 해안이 있다.

익곡

溺谷

해수면이 올라갈 때 생기는 지형 가운데 익곡이 있다. 이것은 해저 밑에 가라앉아 있기 때문으로는 보이지 않지만 옛날의 강줄기를 나타내고 있다. 대부분이 현재 하천의 연장이 해저 밑으로 뻗어 있다.

피오르드해안

fjord海岸

3해수면이 올라갈 때 생기는 지형으로 유명한데, 물론 우리나라에서는 볼 수 없다. 피오르드 해안은 빙하가 두껍게 발달한 지역에서 빙하로 인해 계곡이 U자형으로 깊게 패여 거기에 바닷물이 침입하여 생기는 지형이기 때문이다. 다시 말해서 우리나라처럼 빙하가 없었던 곳에서는 이러한 지형은 볼 수 없다. 유럽의 노르웨이 해안, 남미 칠레 남부의 해안, 그린란드 해안 등이 유명하다.

지반의 변동

아이소스터시에 의한 변동

지반의 대규모 승강 운동

地盤－大規模昇降運動

플레이트 누름과는 직접 관계 없이 대륙의 넓은 범위에 걸쳐 지각이 융기하거나 침강하는 경우가 있다. 대표적인 것은 북부 유럽에서 영국 북부에 걸친 지역이나 캐나다 북동부에서 볼 수 있다. 이들 지역은 빙하기에는 두꺼운 대륙 빙하로 뒤덮여 있었으나 후빙기에 그것이 녹아 하중이 없어졌기 때문에 융기한 장소이다. 융기량은 북부 유럽의 보스니아 만 부근에서 연간 10-11mm이다. 이러한 융기 지역과 대조적으로 네덜란드 부근을 중심으로 하여 침강하는 영역이 있다.

빙하의 융해에 의한 대륙 지각의 상승이라는 현상을 이해하기 위해 물에 뜬 통나무의 모습을 상상해 보자. 물을 맨틀, 추를 단 통나무를 대륙 지각에 대응시켜 생각해 보자. 추는 빙하를 나타낸다. 덧붙여서 맨틀은 충분히 긴 시간 동안 변형하는 경우는 액체처럼 행동한다. 추를 떼어내면 통나무는 추에 의해 가라앉아 있었던 만큼 위로 떠오른다. 처음에 위에 얼음이 얹힌 대륙 지각은 보다 비중이 큰 맨틀 위로 떠올라 균형을 유지하게 된다. 이러한 균형 상태를 아이소스터시라고 한다. 빙하가 녹아 사라지면 대륙 지각은 앞에서 예로 든 통나무처럼 균형을 유지하기 위해 위로 떠오른다. 후빙기 대륙 지역에서의 융기 운동은 이와 같이 아이소스터시로 설명할 수 있다. 전체적인 균형을 유지하기 위해 상승 지역 주변부의 맨틀은 상승부 아래로 이동한다. 이 때문에 상승 지역 주변부에 침강 지역이 생긴다.

해수준의 변화

海水準－變化

고생대에서 현재까지 지구 규모의 해수준의 변화가 최근에 밝혀졌다. 해수준은 가장 높이 상승했을 때는 지금의 해면보다 350m 위에 있으며, 가장 낮게 하강했을 때는 지금의 해면보다 150m가 낮았다. 해수준의 변동 주기는 크게는 수억년에서 작게는 1만년 이하까지 다양하다.

100만 년 이상 되는 큰 주기를 가진 해수준의 변화는 대부분 해양저의 확대 속도와 밀접한 관계가 있다. 해양저의 확대속도가 클 때 중앙해령(海嶺)에서는 맨틀에서 대량의 물질이 공급되고 있기 때문에 중앙해령이 부풀어오른다. 또한 갓 생성되어 식지 않은 해양저는 가볍기 때문에 들려올라간다. 이와 같이 해양저의 확대 속도가 빠를 때는 바다 밑바닥이 올라가기 때문에 해면이 상승한다. 또 이와 반대인 경우 해면은 하강한다. 이와 같이 해면의 상승·하강 현상은 해양저의 지각 변동을 반영한 것이다. 한편 100만 년 이하의 작은 주기를 가진 해수준의 변화는 빙하의 소장(消長)과 관련된 것으로 보인다. 대륙 빙하가 발달할 때는 바닷물이 빙하가 되어 대륙 위에 고정되어 버리기 때문에 해면이 낮아진다. 대륙 빙하가 녹으면 바닷물은 불어나기 때문에 해면은 높아진다.

화산과 지진에 의한 변동

화산에 의한 변동

火山－變動

마그마의 관입(貫入)에 수반하여 국소적으로 지반이 급격히 융기하는 경우가 있다. 이와 같은 지반 변형의 유명한 예는 일본 홋카이도(北海道) 우스산(有珠山) 동쪽 기슭에 출현한 쇼와신산(昭和新山)이다.

1943년 12월, 우스산 주변에서 군발 지진이 발생하였다. 이것을 계기로 1944년에는 우스산 동쪽 기슭의 보리밭이 융기를 시작하여 1945년 10월까지 계속되었다. 초기에는 융기 지역이 비교적 넓은 범위에 퍼져 있었으나 점차 좁아져 갔다. 이것은 반고결(半固結) 상태의 점성이 높은 용암이 지하에서 상승했기 때문이라고 볼 수 있다. 우스산은 1977년에도 분화를 일으켰는데 분화와 함께 지반 변동이 1984년까지 계속 이어졌다. 이 지반 변동에 의해 산체(山體)가 변형하였는데, 변형한 장소가 토사류(土砂流)의 발생원이 되었다. 이와 같이 화산활동으로 인한 지반변동은 자연재해의 원인이 되기도 한다.

지진에 의한 변동

地震－變動

지진으로 인한 지각변동은 판구조론으로 설명하는 경우가 많다. 1923년에 일어난 일본의 간토(關東) 대지진에 수반한 지각변동을 예로 들어 설명해 보자. 간토 대지진은 혼슈(本州)와 그 밑에 가라앉은 필리핀판과의 경계 부분에서 일어났다.

간토 대지진이 일어나자 미우라(三浦) 반도의 끝부분이 약 2m나 급격히 융기하여 해식대(海蝕臺)가 해면보다 위로 돌출해 버렸다. 이 지역은 간토 대지진이 일어나기 전에는 완만하게 침강해 있던 곳이었다. 또 간토 대지진이 끝난 뒤에도 서서히 침강을 계속하고 있다.

가라앉은 판은 상반 판을 끌어내린다. 그 때문에 판의 침강이 진행하면 상반 판 위에 있는 대륙은 밑으로 가라앉는다. 끌어내리는 한계에 도달하면 상반 판이 퉁겨져 나가 지진이 발생한다. 이때 지진이 일어나기 전에 침강을 계속하던 대륙이 갑자기 융기한다. 지진이 끝난 후의 상반 판의 느린 침강은 다시 가라앉은 판에 의해 끌려내려가는 것이 개시되었음을 나타낸다. 이와 같이 지각의 융기와 침강은 지진과 밀접한 관계가 있기 때문에 지진 예보를 위한 지반의 변동이 지속적으로 관측되고 있다.

지각 변동과 지층

地殼變動－地層

지층의 형성은 해수준의 변동이나 기후 외에 지각 변동에 의해 큰 영향을 받는다. 판의 경계 등 지각 변동이 큰 곳에서는 두꺼운 퇴적물이 쌓인다. 지각 변동으로 인해 지각이 변형하면 퇴적 작용이 중단되거나 지층이 침식되어 부정합(不整合)이 형성되는 경우가 있다. 지각 변동에 의한 힘을 강하게 받은 지층은 갈라지거나 구부러져 단층(斷層)이나 습곡(褶曲)이 형성된다. 지각 변동과 지층 형성과의 관계, 지층의 변형에 대해 살펴보자.

지각 변동의 모니터로서의 지층

두꺼운 지층이 쌓이는 장소

－地層－場所

지향사(地向斜)설에 의하면 침강 운동을 계속하는 가느다란 홈이나 지구가 오그라듦으로써 지구 표면에 생긴 깊은 주름 안에 두꺼운 지층이 쌓이게 된다고 한다. 그러나 지향사설은 퇴적물이 구체적으로 어떤 형태로 쌓이는지에 대한 명확한 설명이 없다. 그러나 판구조론에 의하면 구체적인 설명이 가능하다.

두꺼운 지층이 퇴적하는 주된 장소는 판의 충돌 경계나 침강 경계이다. 이들 판의 경계는 지구상에서 지각변동이 가장 활발하게 일어난 장소이다. 인도-오스트레일리아판과 유라시아판이 충돌하는 곳에는 세계 최대의 히말라야산맥이 있는데, 그 앞면에 대량의 퇴적물이 쌓여 있다. 히말라야산맥처럼 융기 속도가 빠른 지역은 지층의 삭박량(削剝量)이 크다. 삭박에 의해 생긴 자갈이나 모래, 진흙은 하천에 의해 운반되어 산맥의 기슭이나 해저에 퇴적한다. 갠지스강이나 브라마푸트라강은 대량의 퇴적물을 히말라야산맥에서 벵갈만으로 운반한다. 이 퇴적물을 재료로 벵갈만에는 길이 3,000km에 최대 두께 10km에 이르는 세계 최대의 해저 선상지가 형성되었다. 한편 인더스강이 아라비아해로 흘러드는 곳에는 인더스 해저선상지가 형성되어 있다.

침강 경계의 해구(海溝)나 트랩 내부에는 육지에서 운반되어 온 자갈이나 모래가 퇴적한다. 침강 경계와 충돌 경계는 모두 지구상에서 지각운동이 가장 경렬하게 일어나고 있는 지역의 하나이며, 대량의 퇴적물이 생산되는 장소이다. 격렬한 지각운동에 의해 급격히 융기한 산지에서 하천을 통해 운반된 토사는 물과 섞여 죽 같은 형태로 시속 100km를 넘는 속도로 해구나 트랩 사면을 흘러내려간다. 그 결과 형성된 퇴적물을 터비다이트라고 부른다. 판의 경계가 아니라 대서양 주변의 대륙과 해양의 경계 부분에도 두꺼운 퇴적물이 쌓여 있다. 이곳에는 대륙붕에서 심해저에 걸쳐 앞치마 모양의 선상지에 퇴적물이 쌓여 있다.

육상에 있는 판의 경계 부분에서도 퇴적 작용이 활발하다. 예를 들면 샌프란시스코에서 로스앤젤레스에 걸친 샌안드레아스 지층은 판에서 약간 빗나간 경계 부분이다. 이 단층의 주변에는 단층 운동에 수반하여 형성된 웅덩이 안에 대량의 역암과 사암이 퇴적해 있다.

지각변동과 부정합

地殼變動－不正合

퇴적암이 노출되어 있는 벼랑을 관찰해 보면 평행한 층리면(層理面)에서 경계를 이루는 지층이 여러 겹 쌓여 있음을 알 수 있다. 이것은 이들이 동일한 환경 아래에서 연속적으로 퇴적했음을 나타내고 있다. 각각의 층리면은 퇴적 작용이 일차적으로 중단된 면이지만 퇴적 환경이 크게 변화할 정도의 시간적인 간격은 없었다고 볼 수 있다. 이와 같은 지층의 관계를 정합(整合)이라고 한다.

퇴적 환경을 크게 바꾸는 원인 중의 하나는 지각 변동이다. 지각 변동에 의해 지각이 변형, 융기하면 그때까지의 연속적인 퇴적 작용이 오랜 기간 중지되면서 삭박작용이 일어난다. 이와 같이 삭박에 의해 만들어진 면을 부정합면이라 한다.

지각이 넓은 범위에 걸쳐 그다지 큰 변형을 일으키지 않고 융기하여 지층이 수평인 채로 수면 위로 떠오르면 침식이 시작된다. 그 결과 지층면에 거의 평행한 삭박면이 형성된다. 그 후 지각이 다시 수면 밑으로 가라앉아 퇴적 작용이 재개되면 삭박면 위에, 아래의 지층이 층리면과 평행한 층리면을 가진 지층이 겹쳐지게 된다. 이러한 삭박면을 평행 부정합이라고 한다.

지각에 강한 압축력 등이 작용하여 지층이 습곡이나 단층으로 격렬하게 변형하여 삭박된 후에 그 윗부분에 퇴적물이 쌓이면 삭박면을 사이에 두고 그 아래위에 지층의 구조가 두드러지게 변하는데, 이러한 면을 경사 부정합이라고 한다.

오래 전부터 부정합은 지층 속에 남아 있는 지각운동의 증거로 여겨져 왔다. 부정합의 규모가 클수록 지각변동도 컸다고 믿었다. 확실히 부정합은 지각변동을 관찰하는 하나의 중요한 수단이다. 그러나 지각변동은 부정합의 유무만에 의해 인식되는 것이 아니라 지각의 구조나 당시의 판의 분포 등을 종합적으로 고찰해야 한다.

최근에는 석유 개발과 관련하여 대륙붕 위의 퇴적물의 연구가 진보하여 빙하성 해면 저하에 수반하여 형성된 것이라고 여겨지는 부정합이 확인되고 있다.

습곡

습곡의 형성

褶曲－形成

전화번호부를 책상 위에 올려 놓고 양손으로 누르면 주름이 생기는데, 지층의 경우도 수평 방향으로 누르면 구부러져 주름이 생긴다. 판구조론에서는 판의 운동에 의해 가해지는 수평 방향에서의 힘에 의해 습곡이 형성된다. 습곡하고 있는 지층이 가장 심하게 굴곡하는 곳을 이은 선을 습곡의 축이라고 한다. 그리고 수평 방향에서 눌러서 생긴 습곡의 축은 누르는 힘 방향으로 직각으로 뻗는다는 사실이 밝혀지고 있다. 바꾸어 말하면 현재 지표에서 관찰되는 습곡의 축 방향을 살펴보면 습곡이 형성된 당시의 힘의 방향을 복원할 수 있다.

또한 이들과는 다른 메커니즘으로 형성되는 습곡도 알려져 있다. 지하에서 밀려올라오는 힘에 의해 지층이 구부러져 습곡을 일으키는 것이 그것이다. 지하에서 생기는 힘의 원인은 마그마이거나 블록 상태가 된 지각의 수직방향운동이다.

현재 관찰되고 있는 습곡이 수평 방향으로 밀려서 생긴 것인지 수직 방향의 힘에 의해 생긴 것인지는 습곡의 내부구조 등을 상세히 조사해 보지 않고는 판단할 수 없다.

습곡의 종류

褶曲－種類

암석은 높은 온도와 압력 아래서 서서히 변형하면 점토처럼 변한다. 지층이 점토처럼 변형한 결과 생기는 것이 습곡이다. 습곡은 형성 당시의 조건이나 지층의 물리적인 성질에 의해 여러 가지 형태가 된다. 온도나 압력은 지표에서의 깊이에 따라 달라지기 때문에 여기에서는 지표에서의 깊이를 하나의 기준으로 하여 습곡의 형태를 살펴보기로 하자. 습곡의 형태는 습곡의 축에 수직인 면에서의 형태에 따라 크게 셋으로 나눌 수 있다.

첫째는 단면의 지층면 형태가 불규칙한 습곡이다. 온도나 압력이 매우 높은 지하 깊은 곳에서 생성된 것으로 암석의 유동이 고찰된다. 이것은 물엿 표면에 잉크로 주름을 그렸다가 휘저을 때 생기는 무늬와 비슷하다.

겹쳐 놓은 카드의 측면에 매직으로 주름을 그려 넣은 후 측면과 직교하는 방향에서 손가락으로 눌러 카드를 어긋나게 하면 매직으로 그린 주름이 물결 모양을 이룬다. 야외에 나가면 이와 같은 형태의 습곡을 흔히 볼 수 있다. 카드면을 암석 속에 발달한 갈라진 틈, 그리고 매직으로 그린 주름을 지층면이라고 가정해 보자. 천연적으로 볼 수 있는 이러한 종류의 습곡은 갈라진 틈에 의해 얇은 판이 된 암석이 조금씩 빗나가서 생긴 것이라고 추측할 수 있다. 이 갈라진 틈을 따라 암석은 얇게 벗겨지며, 벗겨지면 얇은 암석판이 된다. 이것이 판이라 불리는 것으로 옛날에는 지붕에 얹는 기와 대신 쓰이기도 했다. 이러한 형태의 습곡은 앞에서 설명한 불규칙한 형태의 습곡보다 얕은 곳에서 형성된 것으로 여겨진다.

지표 부근에서 습곡이 형성되면 단면에서 지층면이 동심원상이 된다. 책을 옆에서 손으로 눌렀을 때 구부러지는 모양에 비유되는 습곡으로서 책 한 페이지가 지층 한 장에 대응한다. 이런 종류의 습곡은 지층의 구부러짐과 지층간의 미끄러짐에 의해 생긴다. 알프스 산맥이나 히말라야 산맥은 판의 충돌 지대에 있으며, 지구상에서 습곡 구조가 가장 발달한 지역의 대표이다. 여기에서는 판의 충돌 진행과 더불어 습곡이 구부러지는 비율도 점차 커지며, 결국에는 접어 개킨 것 같은 모양이 된다. 이와 같이 하여 생긴 습곡을 횡와(橫臥) 습곡이라 한다.

단층

단층의 형성과 종류

單層－形成－種類

암석은 온도와 압력이 낮은 곳에서는 부서지기 쉽다. 이러한 조건에서 일정한 크기를 초과한 힘이 가해지면 암석은 부서지고, 그 틈을 따라 쪼개진다. 암석이나 지층이 갈라져 어긋나 있는 면을 단층이라 한다. 단층은 생성 당시의 힘이 가해지는 방향에 따라 크게 세 종류로 분류된다. 여기에서는 이해하기 쉽게 최대의 힘이 수평 또는 수직 방향으로 작용하는 것을 살펴보기로 한다. 그러나 실제로는 힘이 비스듬히 작용하는 경우도 많다.

최대의 힘이 지하에서 밀려올라오듯이 작용한 경우 단층면보다 위에 있는 블록이 미끄러 떨어지듯이 운동한다. 이와 같이 형성된 단층을 정단층(正斷層)이라 한다. 지하에서 밀어올리는 힘의 원천으로는 상승하는 마그마 등을 꼽을 수 있다.

최대의 힘이 수평으로 작용하여 단층면보다 위에 있는 블록이 갈라진 틈을 따라 뻗어올라가듯이 운동하면 역(逆)단층이 생긴다. 판의 충돌 지대나 침강 지대에서 흔히 나타나는 단층이다. 역단층 중에서 단층면의 경사가 45°이하인 경우를 충상(衝上)단층이라 한다.

최대의 힘이 수평으로 작용하는 경우에도 수직 방향의 힘의 크기에 의해 단층면이 수직이 되는 경우가 있다. 이러한 경우에는 단층의 양쪽 블록이 수평 방향으로 빗나간다. 이것을 회전단층이라고 한다. 회전단층은 판의 약간 빗나간 경계 등에서 발달하기 쉽다. 미국의 샌안드레아스 단층처럼 규모가 큰 것이 많다.

여기에서는 이상적인 상태에서 단층을 분류했으나 자연계에는 이들의 중간적인 것이 대부분이다.

단층 파쇄대

單層破碎帶

길거리를 지나다 보면 단층면과 단층 활동에 의해 암석이 갈라져 생긴 각력암(角礫岩)과 점토를 볼 수 있다. 단층면은 오랜 세월 동안 풍파에 깎여 맨들맨들해진 것이 많으며, 단층면 위에 직선으로 된 줄이 그려져 있다. 이 줄은 단층면을 사이에 두고 양쪽 블록의 상대적인 운동 방향과 평행하다. 각력암은 단층이 형성될 당시에 암석이 파쇄되어 생긴 것이다. 각력암의 표면도 맨들맨들하고 줄이 쳐져 있는 것이 많다. 각력암이 더욱 많이 파쇄되어 미세해지면 단층 점토가 된다. 규모가 큰 단층에서는 어떤 범위에 단층면이 밀접하게 발달하거나 단층 각력암이나 점토가 폭넓게 분포한다. 이와 같은 장소를 단층 파쇄대라고 한다.

단층 지형

單層地形

커다란 단층은 지형으로 나타나는 경우가 많다. 단층 지형 가운데 가장 특징적인 것은 단층을 따라 형성되는 직선적인 지형이다. 랜드샛 위성 사진에서도 거대한 단층은 확인된다. 제4기에 접어들면서 활동을 개시한 단층 부근에서는 단층을 가로질러 흐르는 강줄기가 단층을 경계로 급격한 각도로 구부러지거나 단구가 어긋나거나 한다. 이와 같이 현재 활동하고 있는 증거가 있는 단층을 활(活)단층이라고 한다.

지진 단층

地震單層

지진이 일어나면 도로나 담장 등이 갈라지는 경우가 있다. 이러한 균열이 지하 심층부와 연결되어 있을 때 이를 지진 단층이라 한다.

화성암

火成岩

지각 내부에서 암석이 녹은 상태에 있는 것을 마그마(magma)라 한다. 마그마가 지각운동과 함께 이동하여 식어서 굳어진 결과 생긴 암석을 화성암이라 하고, 이와 같은 작용을 화성(火成)작용이라 한다. 화성작용이 일어난 깊이에 따라 심성암(深成岩)·반(半)심성암(또는 맥암(脈岩)·분출암(噴出岩))으로 나누어진다.

퇴적암

堆積岩

대기나 물의 퇴적작용으로 퇴적암이 생긴다. 퇴적암은 사막이나 해안·화산 주변 등의 육지나 강·늪·빙하 등의 육수(陸水)지역, 삼각주·개펄 따위의 육수와 해수가 섞인 기수(汽水)지역, 해변에서 심해저(深海底)까지의 해수(海水)지역 등의 갖가지 지역에서 생성된다. 퇴적암에는 크고 작은 바위 부스러기가 운반되어 퇴적한 쇄설암(碎屑岩), 물속의 성분이 대량으로 침전하여 생긴 화학암(化學岩), 그 밖에 대량의 생물 유체(遺體)가 밀집하여 생긴 생물암(生物岩)도 알려져 있다. 화산 작용과 관계하여 생겨난 쇄설암을 특히 화산 쇄설암이라 한다. 퇴적암은 대개 처음에는 굳어져 있지 않으나, 오랫 동안의 압력이나 열의 영향으로 수분을 잃고 입자(粒子)가 결합하여 굳어진다. 이와 같은 작용을 속성(續成)작용이라 한다.

변성암

變成岩

이미 만들어진 암석이 열이나 압력의 영향으로 그 구성광물이 고체인 채로 다른 결정(結晶)으로 변화함으로 인해서 암석의 성질이 변하는 현상을 변성작용이라 하며, 이로 인해 생긴 암석을 변성암이라 한다. 변성암에는 원래 암석을 이루었던 광물과 새로 생긴 광물이 섞여 있다. 후자를 변성광물이라 하며, 이들 광물의 종류나 성질에 따라 본래의 암석의 종류나 변성작용의 내용을 알 수 있다.

변성암은 주로 마그마의 열에 의해 생긴 열변성암(또는 접촉변성암)과 조산운동에 의해 높은 온도와 압력을 받고 생긴 광역(廣域)변성암(결정편암·편마암)으로 구별된다.

조암광물

造岩鑛物

암석을 이루는 광물을 조암(造岩)광물이라 한다. 조암광물의 종류·성질이나 그 조성(組成)으로 암석의 성인(成因)을 알 수가 있다. 화성암의 주된 조암광물은 석영·장석류(長石類)·운모류·각섬석류(角閃石類)·휘석류(輝石類)·감람석류 등의 규산(硅酸) 광물과 유리이다. 이들 조암광물의 종류와 조성, 집합상태는 원래의 마그마의 성질이나 화성작용의 형식에 따라서 달라진다. 특히 화성암의 화학조성과 조암광물의 결정의 성질에 대한 연구는 지각의 성인이나 변천을 알아보는 데 중요한 자료를 제공한다.

편광현미경

偏光顯微鏡

연마기로 암석이나 광물의 엷은 조각을 만들어 편광현미경으로 광물의 종류나 성질을 조사한다. 편광현미경은 19세기 초에 영국의 윌리엄 니콜(William Nicol, 1768∼1851)에 의해 고안된 것으로, 보통의 현미경에 방해석(方解石)으로 만든 편광판(板)을 장치한 것이다. 방해석을 통과한 통상광(通常光)은 진동방향이 다른 두 편광으로 갈라진다. 이 성질을 이용하여 여러 가지 광물 결정의 광학적 성질을 알아볼 수 있다.

광상

鑛床

인류 생활에 유용한 광물이 밀집한 암석을 광석이라 하며, 광석이 채산성이 맞을 수 있는 상태로 지각 속에 밀집한 것을 광상이라 한다. 광상에는 퇴적작용에 관계하여 생겨난

퇴적광상(석유·석탄·천연가스·사철·사금·석회암·도토 등)과 화성(火成)작용에 관계하여 생겨난 화성광상이 있다. 이 밖에 변성작용으로 생긴 광상도 알려지고 있다.

지하자원

地下資源

지각에는 석유·석탄·금속광물 등의 갖가지 지하자원이 포함되어 있다. 인간은 생활의 도구로서 석기·철기·동기·경금속기를 차례로 개발 사용해 왔으며, 또 연료로서는 석유·석탄을 개발하였고 오늘날에는 방사능 광물에 의한 원자 연료의 개발에 이르고 있다. 말하자면 인간의 역사는 지하자원의 개발사와 함께 발전하고 있다.

지하자원의 개발에는 지각을 이루는 암석의 종류·분포나 그 구조를 알 필요가 있다. 그러기 위해 지표의 지질을 조사하여 지질도(地質圖)를 작성하기도 하고, 땅속 암석을 직접 채집하여 조사하기도 한다. 또한 암석의 밀도·전류에 대한 저항도·자성 등을 이용한 지진탐사법·전기탐사법·자력(磁力)탐사법 등을 실시하는 수도 있다. 이 밖에 방사능 탐사법이나 기타의 화학적 성질을 대상으로 한 화학 탐사법도 있다.

지하자원을 개발하고 있는 곳을 광산(鑛山)이라 한다. 때로 광상(鑛床)이 지표에 넓게 노출되어 있을 경우에는 노천굴(露天掘)을 하지만 지질구조가 복잡한 지역에서는 대부분의 광산은 땅 속으로 굴을 파서 채굴하고 있다.

조산운동

지구 표면을 덮은 약 10장의 강한 판이 운동을 하여 다른 판에 부딪치거나 다른 판 밑으로 들어간 지대에서 지진이나 화산 활동이 빈번하게 일어난다. 또한 그곳에는 알프스나 히말라야 같은 대산맥도 생겨난다. 이와 같은 견해를 판구조론이라 한다. 여기서는 판구조론에 입각하여 조산활동을 살펴보기로 하자.

조산운동론의 변천

고전적인 조산론-지향사설

古典的－造山論－地向斜說판구조론이 등장하기 이전에는 지향사설에 의해 산맥 생성을 설명하였다. 히말라야산맥이나 알프스산맥에는 두꺼운 지층이 습곡을 일으키거나 단층에 의해 절단된 상태로 지표에 노출되어 있다. 이와 같은 산맥을 구성하고 있는 지층이 쌓인 너비가 수백km에 길이가 수천km에 달하는 바닷속의 길다란 홈을 지향사라고 하였다. 이 가느다란 홈은 위에 켜켜이 쌓이는 퇴적물의 무게로 점점 깊어진 것으로 여겨졌다. 또한 지구가 수축을 일으켰기 때문에 지구 표면에 생긴 주름 가운데 커다란 것이 지향사라고 생각한 학자도 있었다. 그러나 현재는 그 모든 설이 잘못된 것으로 받아들여지고 있다.

지향사의 최대 침강부는 지층이 지하 깊숙이 패여 들어가기 때문에 고온·고압 상태가 된다. 그 결과 지층을 구성하고 있는 암석이 변성암이 된다. 온도가 더 한층 상승하면 마그마도 발생한다. 열에너지 증대에 수반하여 최대 침강부에서 융기 운동이 개시된다. 그 융기 과정에서 지층은 사방에서 압축을 받아 습곡산맥이 형성된다. 습곡산맥의 중추부에는 마그마가 관입하여 화강암이 생긴다. 이것이 지향사설에 근거하는 산맥 형성의 대략적인 내용이다.

지향사설은 산맥 형성의 중요한 원동력을 상하 방향의 힘으로 한 점에서 수평 방향의 운동을 중시하는 대륙 이동설에서 판구조론에 이르는 조산 운동론과 크게 다르다. 오랜 세월 동안 양자는 논쟁을 거듭해 왔는데, 결국 지향사설은 판 구조론에 자리를 내주었다.

판구조론

板構造論

판구조론은 1960년대 말부터 1970년대 초에 걸쳐 확립된 설이며, 최근에는 대부분의 지학(地學) 현상이 판구조론에 입각하여 논의되고 있다. 지구 표면은 두께 60-120km인 약 10장의 강판(플레이트)으로 뒤덮여 있으며, 이들 판이 수평 방향으로 이동함으로써 지진, 화산 활동, 조산 운동 등의 지학 현상이 일어난다고 주장한다. 다시 말해서 지학현상은 운동하는 판의 상호작용에 의해 일어나는 것이다. 따라서 중요한 지학현상은 판의 경계에서 일어나게 된다. 판구조론은 수평방향의 운동을 중요한 것으로 생각하는 점이나 각지에서 일어나고 있는 지학현상을 지구 규모에서 통일적으로 설명하고 있다는 점에서 종래의 조산론과 크게 다르다.

판은 상부 맨틀의 비교적 점성이 낮은 아세노스페어 위를 미끄러지듯이 이동한다. 판의 이동은 스케이트로 얼음 위를 지치는 것에 비유할 수 있다. 스케이트 부분이 판이고, 아세노스페어가 얼음과 스케이트 사이에 생기는 수분층에 해당한다. 판의 이동 속도는 연간 수cm 정도이다.

판구조론에 의한 조산 운동

판구조론과 세 종류의 조산대

板構造論－三種類－造山帶지구의 표면적이 일정하여 변하지 않는다고 하면 지구상의 판의 경계는 다음의 세 종류가 된다. 첫째 판이 만들어지는 곳, 둘째 판이 서로 근접해 오는 곳, 셋째 판이 서로 스쳐 지나가는 곳이다. 이들 세 종류의 경계에서는 특징적인 지학 현상이 일어난다.

안데스산맥, 히말라야산맥, 알프스산맥 같은 대규모 조산대는 서로 근접하는 경계에 존재한다. 그래서 여기에서는 판이 서로 근접하는 경계에서의 조산운동을 살펴보기로 하자. 이 경계는 크게 둘로 나눌 수가 있다. 즉 판이 다른 판 밑에 가라앉는 경계와 판과 판이 충돌하는 경계이다.

판의 침강에 의해 생긴 조산대

板－沈降－造山帶침강 경계는 주로 태평양 주변에 있다. 동태평양 해령에서 생산된 해양판이 그곳에서 대륙판 밑에 가라앉아 있다. 태평양판이 가라앉아 있는 나츠카판 침강대(沈降帶) 위에 있는 안데스 산맥은 침강대에 있는 조산대이다. 해구의 대륙쪽에는 해양판 위에 퇴적한 심해 퇴적물이나 해양판 자체를 구성하고 있는 현무암 등이 해양판에서 떨어져 나와 붙어 있다. 육상에서는 해구의 축에 평행한 단층이나 습곡을 흔히 볼 수 있다. 이들은 해양판에 의해 밀려나와 생긴 것으로 여겨진다.

대륙의 충돌에 의해 생긴 조산대

大陸－衝突－造山帶알프스산맥이나 히말라야산맥은 세계의 산맥을 대표하고 있다. 이들 대산맥은 판의 충돌 지대에 형성된 것으로, 전자는 아프리카판과 유라시아판의 충돌 경계에, 후자는 인도-오스트레일리아판과 유라시아판의 충돌 경계에 있다.

인도-오스트레일리아판이 유라시아판 밑에 계속 가라앉자 인도-오스트레일리아판 위에 있는 인도대륙은 유라시아대륙에 점차 가까이 접근하여 약 3,800만 년 전에 결국 충돌했다. 인도 대륙은 비중이 비교적 작은 암석으로 이루어져 있어 간단히 가라앉을 수는 없기 때문에 대륙 지각이 들어올려져 거대한 히말라야산맥이 형성되었다.

세계의 조산대

조산대와 순상지

造山帶－楯狀地

고생대 이후 지구상에는 세 차례에 걸쳐 조산운동이 일어난 것으로 보인다. 가장 나중에 일어난 조산운동이 중생대에서 신생대에 걸쳐 일어난 알프스조산운동이다. 고생대에 일어난 것은 현대에 가까운 것부터 말하면 발리스칸조산운동, 칼레도니아조산운동이다. 신생대의 조산대는 현재 판의 침강·충돌 경계에 있으며, 알프스·히말라야·로키·안데스라는 세계에서 손꼽히는 산맥 지대가 되어 있다. 오래된 조산대는 과거에 판의 경계 부분에 발달한 것으로 여겨진다.

고생대 이후 조산대 사이를 메우듯이 존재한 것이 순상지이다. 순상지에는 선캄브리아시대의 변성암류나 화강암 등 조산대의 중심부를 구성하고 있는 암석이 복잡한 구조를 띠며 널리 분포하고 있다. 순상지는 선캄브리아시대에 몇 차례의 조산 운동을 받은 후에 안정된 지각이다.

대륙의 성장

大陸－成長

북아메리카 대륙에서는 대륙의 중심부에 오래된 암석이 분포하며, 주변으로 갈수록 보다 새로운 암석이 분포하고 있다. 판구조론의 입장에서는 이러한 암석의 분포는 다음과 같이 설명할 수 있다. 지구 역사의 초기에 지구 표면에 판이 형성되어 판 구조론이 제 기능을 발휘하기 시작하자 처음에는 작은 대륙 지각이 형성된다. 그 후 대륙의 주변에서는 판의 침강이 빈번히 일어나 퇴적물이 쌓이며, 화산 활동이 일어나기도 하고 때로는 판끼리 충돌을 일으키기도 하는 등 대륙은 점차 바깥쪽을 향해 성장한다.

대륙

大陸

대륙의 내부에는 보통 낮고 편평한 순상지(楯狀地：shield)라고 하는 넓은 지역이 발달하고 있으며, 그 둘레를 습곡산맥이 에워싸고 있다. 순상지는 대개 강하게 습곡하여 대부분이 변성암으로 변하고 있는 선(先)캄브리아 시대의 오래된 암석이 노출하고 있고, 그 위를 새로운 시대의 엷은 지층이 거의 수평상태로 덮고 있다.

이와 같은 사실은 순상지가 선캄브리아시대에는 조산대였던 것이 지배사(地背斜)의 단계를 지나, 낮고 편평한 지형이 된 연후에 수직방향이 조륙운동만을 받은 안정된 지역으로 변하였음을 말해 주고 있다. 그리고 고생대 이후에는 선캄브리아시대의 낡은 조산대 둘레에 새로운 조산대가 생겨서, 그것도 지배사의 단계를 지나면 저평(底平)한 안정된 지역이 되어서 순상지를 넓혀 간다. 이와 같이 대륙은 조산운동의 역사와 더불어 긴 지질시대를 경과하여 형성된 것으로, 대륙에는 오랜 조산대의 기록이 남아 있다.

호상열도

弧狀列島

호상열도는 남북 양(兩)아메리카 대륙과 아시아 대륙 사이에 끼인 태평양 해역의 가장자리에 발달하여 있다. 그 중에서 류큐∼타이완 도호열(島弧列)·일본 혼슈 도호열·캄차카∼알류샨 도호열 등이 접합하여 화채(花菜)를 이은 모양으로 되어 있으므로 화채열도(花菜列島)라고도 불린다.

이들 호상열도(弧狀列島)는 대륙 주변에서 가장 새로운 알프스 조산대와 평행하고 있다. 또한 지진대나 화산대·해구의 분포와도 일치하고 있어 지각의 구조와도 깊은 관계가 있다. 특히 태평양의 성인과 관련이 있다고 생각되어 있다.

즉 알프스 조산운동 가운데서 호상열도를 따라 지각에 단열(斷裂)이 생겨, 맹렬한 화산운동이 따르면서 태평양과 호상열도를 형성시킨 것이다. 녹색 응회암(凝灰岩：그린터프)은 이 시기에 만들어진 암석이기 때문에, 호상열도를 형성한 변동을 그린터프 변동이라고 한다.

지구의 진화

地球－進化

지구가 태양계의 일원으로서 탄생한 것은 지금으로부터 약 45억년 전이라고 생각된다. 최초의 지구 내부가 핵·맨틀·지각으로 나누어지는 과정에서 최초의 해양이나 대기를 형성하였다. 지구상에 최초의 생명이 출현한 것은 약 30억년 전이라고 생각된다. 생명이 출현할 때까지의 지구의 상태를 생각할 자료는 극히 적으므로, 운석·운철(隕鐵) 따위의 자료나 다른 천체의 성질 등에서 추정하고 있다.

생명이 출현한 뒤부터의 지구의 연대는 생물이 발달한 단계에 선캄브리아(先 cambria)시대·고생대·중생대·신생대로 나뉘고, 더욱 자세한 연대로 구분되어 있다. 이들 시대에 일어났던 갖가지 변동에 의하여 오늘날의 대륙과 해양이 완성되고, 생물계에는 점차로 고등생물이 출현하여 마침내 인류의 탄생을 보기에 이르렀다. 이와 같은 지구의 발달사는 생물 진화와 비교할 수 있으므로 지구의 진화라고 불린다.

연대측정

年代測定

지구의 연대는 상하로 겹쳐진 지층의 신구(新舊)를 눈금으로 하여 그 속에 포함된 화석의 변화의 전도에 따라 상대적인 연대를 정할 수가 있다. 즉 진화된 화석이 산출되는 지층일수록 그 연대가 새로운 것이 된다. 이렇게 하여 정한 지구의 연대를 상대 연대(相對年代)라고 한다. 상대연대에서는 화석의 기록이 많고 진화가 현저한 새로운 연대일수록 그 기간이 짧음에도 불구하고 세분하기가 가능하다. 방사성 원소의 발견으로 이를 함유한 광물이 만들어진 절대연수(絶對年數)를 측정할 수 있게 되었다. 방사성 원소는 방사능에 의해 일정 기간에 원래의 양의 반만큼 붕괴하여 다른 원소로 변해간다. 그러므로 우라늄·토륨·칼륨 등의 방사성 원소를 함유한 광물을 화성암 중에서 추출하여, 이들 원소가 납이나 아르곤으로 변화한 양에 따라서 그 화성암이 생긴 절대연대를 측정하고 있다. 지금까지 측정된 가장 오랜 암석의 절대연대는 38억년을 나타내고 있다.

해양과 해저

해양

海洋

지구 표면의 2/3는 바닷물로 덮여 있다. 해양의 면적은

3억6,105만㎢에

이르고,

해수의

부피는

13억7,030만㎢에 이른다. 그 중에서도 가장 큰 것은 태평양으로서, 전체 해양의 1/2의 면적을 차지하고 있다. 태평양·대서양·인도양을 합쳐 3대양이라 부르며, 3대양의 면적은 전체 해양의 90%에 달한다. 해양의 깊이를 평균하면 4,117m가 되며, 최대 깊이는 11,034m이다. 해양의 기원에 관해서는 여러 가지 설이 있으나, 오늘날에는 다음과 같이 생각되고 있다. 해수의 시초에 관해서 말하자면 화산활동 등에 수반하여 온천이나 화산 증기와 같은 형태로 지표에 도달한, 지구 내부에서 나온 물이 지구 표면의 움푹한 곳에 괸 것이다. 또한 해분(海盆)의 기원은 원래 지구 표면에는 하나의 대륙과 하나의 대양분(大洋盆)이 있었는데, 대륙이 여러 개로 갈라져 지구 표면을 떠돌아다닌 결과 오늘날에 볼 수 있는 것과 같은 해분의 배열이 결정되었다고 한다. 이와 같은 생각을 대륙표이설(大陸漂移說)이라 하여, 반대설도 많지만 지금으로서는 주류적인 가설이 되어 있다.

해양의 탐구사(探究史)는 인간의 역사상 매우 흥미있는 것이다. 중세까지 해양은 신비의 장막 속에 갇혀 있었다. 15세기부터 18세기에 걸쳐서, 즉 콜럼버스로부터 쿡(J. Cook)의 시대까지는 해양의 지리학적 발견의 시대라고 할 수 있다. 19세기부터 20세기 전반까지는 해양의 식민지 시대라고 부를 수 있을 것이다. 20세기 후반부터 21세기에 걸쳐서는 해양의 자원개발 시대가 도래할 것으로 전망된다. 해양은 옛날부터 인간생활과 밀접한 관계를 맺어 왔다. 3면이 바다로 둘러싸이고 풍부한 수산자원을 가진 한국의 경우도 기후 등 이루 헤아릴 수 없이 많은 영향을 받아 왔다.

해수

海水

해수에는 여러 가지 물질이 녹아 있기 때문에 그 물리적 성질도 순수한 물과 비교해서 많은 차이점을 갖고 있다. 해수의 성질을 얘기할 때는 염분과 온도·빛깔 등을 생각하지 않으면 안 된다.

해수의 염분

海水－鹽分

해수의 염분(鹽分)이라는 것은 해수 1kg 속에 용해되어 있는 고형물질의 전량을 나타낸 것으로, 천분율(퍼밀：‰)로 나타낸다. 대양중의 해수의 염분은 보통 34∼35‰인데, 홍해(紅海) 등에서는 39‰에 가까운 값을 나타내고 있다. 이들의 염분 조성(組成) 중에서 가장 많은 것이 식염으로서 전 염류의 80%를 차지한다. 즉 1잔의 해수 중에는 5∼6g의 식염이 함유되어 있고, 전 해수중에 포함된 염류의 양은 전 지구상을 50m의 두께로 덮을 수 있을 정도이다.

해수의 빛깔

海水－色

해수는 보통 푸르스름한 빛깔을 하고 있다. 이것은 주로 해수 중에 부유(浮游)하는 미세한 입자의 산란(散亂)에 의해서 청색 빛이 되쏘여지기 때문이다. 그러나 바다의 빛깔은 해수 중의 부유물질의 크기나 양 따위에 따라 가지각색으로 변한다. 감청(紺靑) 빛깔은 플랑크톤(plankton)이 적은 맑은 바다 색이고, 생산력이 높은 플랑크톤이 풍부한 고위도의 해수는 녹색을 띠고 있다.

해수의 온도

海水－溫度

해수의 온도는 인간생활과 밀접한 관계를 갖고 있다. 일반적으로 심해의 수온은 1∼2℃ 정도로서 저온을 나타내지만, 홍해에서는 50℃를 넘는 이상 고온인 저층수(底層水)가 국부적으로 분포하고 있는데 이것은 지열의 영향에 의한 것으로 간주되고 있다.

해류

海流

일정한 방향으로 흘러가는 해수의 운동을 해류라 한다. 해류의 성인에 관해서는 이렇다 할 정설이 없다. 한때 성행하였던 취송류설(吹送流說)은 바람의 힘만으로는 현재 지구상에 볼 수 있는 것과 같은 큰 해류를 일으킬 수 없다는 것이 분명해져서 지금은 옛날 같은 권위가 없어졌다. 해수의 밀도분포에 따라 일어난다고 생각되었던 해류, 즉 밀도류(密度流)에 대해서 말할 것 같으면, 해수의 밀도분포를 정하는 것은 바람의 분포라고 말해지며, 이른바 밀도류라고 하는 것도, 원래 바람의 힘에 의한 것이라 한다. 그러나 구로시오(黑潮)해류의 기원에서 볼 수 있는 북적도해류 말단의 외양수(外洋水)와 남지나해의 연안수(沿岸水)라는 밀도가 다른 두 수괴(水塊)의 혼합 문제 등의 문제점을 남기고 있다.

이 밖에 해면이 경사하고 있기 때문에 일어나는 경사류(傾斜流)라든가, 어떤 장소의 해수가 다른 데로 움직이면 이를 보충하기 위해 다른 장소의 해수가 흘러오는 보류(補流) 등이 있다. 흔히 쓰이는 난류·한류라는 말은 학문적으로 뚜렷한 정의를 가진 것은 아니다. 일반적으로 저위도 지방에서 비롯된 것을 난류라 하고 고위도 지방에서 비롯된 해류를 한류라고 부른다. 난류의 대표적인 것은 구로시오·만류(灣流) 등이 있고, 한류의 대표적인 것으로는 오야시오(親潮)해류·래브라도(Labrador)해류 등이 있다.

해수의 대순환

海水－大循環

이 말은 보통 대양을 남북으로 갈라놓은 연직(鉛直)면 내의 해수의 운동에 쓰인다. 이 경우 표층에는 대류권이라고 불리는 난수층(暖水層)이 있고, 그 아래에는 성층권이라고 불리는 냉수층이 있으며, 그 경계는 약층(躍層)이라 불린다. 대류권은 열대 표층수(表層水)와 아열대 차층수(次層水)로 이루어지며, 깊이 500∼800m보다 깊은 성층권은 중층류(中層流)·심층류·저층류로 나누어지며, 이들 흐름의 원천은 주로 남극해(南極海)의 한랭한 해수의 침강에 의한 것이다.

조석·조류

조석 현상

潮汐現象

달을 향한 지구 표면과 그 반대쪽 해면은 달의 인력과 지구 운동의 원심력에 의해 부풀어 오르고 있다. 이것은 일종의 파장으로, 달이 지구 주위를 일주하는 27일 남짓한 주기로 서서히 지구 주위를 일주한다. 이를 지구의 맹렬한 자전이 쫓아간다. 지구가 추월 운동을 하기 때문에 조수의 간만은 하루에 정확히 2회가 아니라 약 24시간 50분에 2회 일어난다. 다시 말해서 간조와 만조는 매일 약 50분씩 늦게 일어난다. 이것은 매일 달이 뜨는 시간이 약 50분씩 늦어지는 것과도 일치한다.

만조시와 간조시의 해면의 높이 차를 조차(潮差)라고 하며, 이론적으로는 달에 의해 53cm, 태양에 의해 25cm의 조차가 일어나야 하는데, 실제로는 몇 미터, 때로는 10m 이상이나 된다. 우리나라 연안에서 조차가 가장 큰 곳은 인천항으로 10m 이상이나 되는 경우도 있다.

세계에서 조차가 가장 큰 곳은 보스턴의 북쪽에 있는 펀지만(캐나다)으로, 15m에 달하는 경우도 있다. 일반적으로 대서양의 조석은 태평양보다 약간 크며, 조력 발전으로 유명한 프랑스 북서 해안에서는 12-13m의 조차를 볼 수 있다. 또한 고조로 유명한 갠지스강 하구는 조차가 5m 정도에 달한다.

조석의 예보

潮汐－豫報

조석에 의한 해면의 상하 운동을 관측할 때는 검조의(檢潮儀)를 이용한다. 해안에 우물을 파서 해면과 우물 수면의 상하를 일치시키고, 그것을 시계 장치로 돌리는 종이 위에 기록한다. 이렇게 얻은 곡선을 조후(潮候) 곡선이라 한다. 인천항은 1일 2회의 만조(간조)의 높이가 일정하지 않다. 이러한 상태를 일조 부등이라 하며, 그 원인 중 가장 중요한 것은 다음과 같다. 즉 달은 보통 지구 적도면의 연장선상에 위치하지 않는다. 그 결과 달이 지구의 북위 36-37°부근을 지구가 자전하는 대로 쫓아가면 약 하루 사이에 큰 만조 1회와 작은 만조 1회가 부딪친다는 것을 알 수 있다.

일조 부등은 1일 1회 조석과 1일 1회 조석(주기가 2배)의 정현(正弦) 함수를 곱한 값으로 나타낼 수 있다. 또 태양에 의한 1일 2회 조석(주기가 12시간), 마찬가지로 태양에 의한 1일 1회 조석 등은 진폭이나 주기가 달에 의한 조석과는 다르다. 이 밖에도 여러 가지 역학적 요인이 있다. 그러나 어떤 항구의 조수 간만은 경험적으로 몇 개의 주기를 갖는 조석이 복합적으로 존재하기 때문에 충분히 표현할 수 있다. 표현을 미래로 연장하면 그 항구에서의 조석 예보가 가능해지며, 이미 우리 일상생활에 침투하고 있다.

조석이론

潮汐理論

태평양에서는 경도선에 거의 평행한 만(간)조가 동에서 서로 진행한다. 그러나 실제로는 마찰 등으로 인해 반드시 경도선에 평행하여 진행하지는 않는다. 달에 의한 1일 2회 조석 성분으로, 만조가 된 점을 이은 선을 동시조선도(潮線圖)라 한다.

대조(大潮)·소조(小潮)에서 흥미 있는 현상은 대조가 태양-지구-달과 일직선이 되는 만월시, 태양-달-지구가 일직선이 되는 신월시에 이론대로는 일어나지 않고 1-3주야 늦게 일어나는 일이 있다. 소조도 달이 상하현이 될 때부터 1-3주야 늦게 일어난다. 북반구에서 가장 더운 날은 하지에서 한 달 후쯤인데, 이는 지표면이나 대기가 열용량을 갖기 때문이다. 열학의 열용량에 역학 세계에 적용되는 것은 물체의 관성이다. 바닷물의 관성이 이러한 지체의 원인이 되고 있다. 또한 특히 얕은 바다에서는 바닷물의 관성이나 마찰 때문에 달이 뜨고 나서 몇 시간 후에 만조가 되는 것을 알 수 있다.

조류

潮流

조석에 의해 해면의 상하 운동이 일어나려면 바닷물의 이동이 있어야 한다. 그 흐름을 조류라고 하며, 이는 조석 그 자체만큼 중요하다. 좁은 해협의 양쪽에서 조석의 간만이 일치하지 않으면 격렬한 조류가 발생한다. 좁은 해협에서는 조류가 한 방향으로 흐르지만, 일반적으로 흐르는 방향이 동→북→서→남으로 회전한다.

난류와 한류

亂流－寒流

해류의 성질을 대조적으로 나타내기 위해 일반적으로 난류와 한류라는 호칭이 많이 쓰인다. 그래서 임시로 난류를 저위도에서 고위도로 흐르는 해류, 한류를 고위도에서 저위도로 흐르는 해류라고 하면 우리나라 근해의 구로시오해류는 난류이고, 쿠릴해류는 한류가 된다. 그러나 세계의 해류도를 보면 태평양의 적도 북쪽을 동쪽에서 서쪽으로 흐르는 북적도해류, 마찬가지로 적도 바로 밑을 서쪽으로 흐르는 남적도해류, 그리고 이들 둘 사이에 끼어 서쪽에서 동쪽으로 역류하는 적도 반류(反流) 등에는 이러한 정의가 적용되지 않는다.

그러면 난류를 자기 자신보다 저온의 해역으로 흐르는 해류, 즉 그 해류 좌우의 해역의 수온이 해류보다 저온인 해류로 가정하고, 그 반대의 경우를 한류라고 정의해 보자. 그런데 구로시오해류의 경우는 이러한 가정에 부합되지 않는다.

이번에는 난류를 흐르면서 주위에 열을 방출하는 해류, 즉 주위의 기후를 따뜻하게 하면서 흐르는 해류라고 정의해 보기로 하자. 이 정의에 의하면 북적도 해류는 특히 태평양 동부로 거슬러 올라올수록 눈에 띄게 태양열을 흡수하면서 서쪽으로 흐르고 있기 때문에 한류라고 하기가 어렵다. 이와 같이 생각해 보면 난류와 한류라는 호칭은 지극히 편의적인 호칭이며, 그 정확한 정의는 내릴 수 없다는 것을 알 수 있다.

파랑

波浪

바다의 파도에는 풍랑(風浪)과 물너울이 있다. 풍랑은 해상에 부는 바람 때문에 일어나는 것이다. 바람이 전혀 없으면 해면은 기름의 면과 같지만, 산들바람이 불면 잔주름 모양을 하다가 차차 잔물결이 된다. 이때의 풍속은 1m/sec 가량이다. 풍속이 3-5m/sec가 되면 흰 물결이 보이기 시작하고, 풍속 10m 이상이면 큰 파도가 부서지고 해면에 거품의 집단이 보인다. 폭풍일 때는 파도의 높이가 10-15m에 이르는 수가 있다. 물너울은 태풍의 중심에 생긴 물결이 멀리 오는 동안에 물결의 마루가 둥그스름해지고, 해안에 권파(卷波)가 되어 부딪치는 것이다. 물너울이 해안에 부딪쳐 부서질 때는 멀리에서 들리는 우뢰소리같이 내륙 안쪽까지 울린다. 파랑은 항해상의 큰 장애가 되며, 물너울은 해안이나 방파제 등에 극심한 피해를 준다.

세계의 대표적인 해류

구로시오해류

－海流

구로시오는 우리나라 근해의 대표적인 해류임과 동시에 세계적으로도 유명한 해류이다. 각 대양의 해류의 형태는 비슷한 점이 많은데, 구로시오와 아주 유사한 해류로서는 대서양의 멕시코만류이다. 규모는 구로시오해류보다 멕시코 만류 쪽이 더 크다.

기원

起源

적도의 약간 북쪽을 북동 무역풍에 이끌려 북적도 해류가 태평양을 횡단하여 서쪽으로 흐른다. 그것이 필리핀이나 대만의 먼바다에서 북쪽으로 굽어서 흐른다. 이것이 구로시오해류의 기원이다.

폭·두께

구로시오해류의 폭과 두께는 대만 북쪽에서 우리 나라 남쪽 연안을 따라 북동쪽으로 흘러 다시 태평양 먼바다 쪽으로 사라지기까지 크게 변동한다. 구로시오의 두께를 1,000m라고 가정하고 평균 유량(流量)을 계산해 보면 매초 5,000만t이 나오는데, 실제로는 좀더 두께가 커서 매초 6,000만t 정도로 예상된다.

유로

流路

구로시오해류가 흘러가는 해로를 따라가 보면 대만 먼바다에서 북쪽으로 구부러진 흐름은 먼저 대만과 일본의 여러 섬을 지나 동지나해로 돌입한다. 그리고 이 본류(本流)는 동지나해를 크게 원을 그리듯이 돌아 북상한다. 북쪽으로 가다가 스시마해류를 만나 다시 태평양으로 나와서 북동쪽으로 진행한다. 그 후 동쪽으로 약간 방향을 바꾸어 일본 본토를 빠져나간다. 흐름은 비교적 빠른 편이다.

구로시오와 냉수괴

구로시오해류가 일본 본토에 가까운 해역에서 이상 저온 현상을 나타내는 경우가 있다. 냉각괴가 있는 동안 구로시오해류는 이것을 우회하여 먼바다로 흐른다. 냉각괴는 상당히 큰 넓이를 갖고 있으며, 대단히 안정된 상태로 몇 년 간 지속되기도 한다. 냉각괴가 있는 바닷물은 쿠릴해류의 바닷물과 매우 비슷하다. 그렇기 때문에 냉각괴가 계속 지속되면 부근의 육상 기후까지 큰 영향을 받아 그 지방은 냉해를 입기 쉽다.

멕시코만류

－灣流

멕시코만류에 대한 연구의 역사는 구로시오보다 훨씬 오래되어 해양학이 학문적 체계를 정비하기 이전부터이다. 당시 미시시피강이 바다로 유입되어 생긴 것이라고 생각하기도 했으나 그 후 해류와 육상의 강의 유량을 조사해본 결과 이러한 학설이 무의미하다는 것을 알게 되었다. 멕시코만류의 유량은 매초 7,400-9,300만t에 이르러 세계 최대의 해류임이 밝혀졌기 때문이다. 북대서양과 북태평양의 해류의 형태는 매우 비슷하며, 구로시오해류는 그대로 멕시코해류에 적용된다. 커다란 차이점이 있다면 북대서양이 북극해에 직결되어 있기 때문에 만류의 상당 부분은 북극해로 돌입하고 있다는 것이다.

만류는 그 기원이 되는 열대해역에서 수분이 증발하기 때문에 염분이 높다. 북극해로 돌입한 끝부분은 가는 도중 좌우의 냉수와 섞여 북극해 물보다 약간 고온인 정도의 수온으로까지 냉각한다. 그러나 이 만류는 염분이 높기 때문에 밀도가 크고 자신보다 저온인 북극해 물밑으로 들어가 버린다. 따뜻한 만류가 흘러들었는데도 북극해면의 얼음이 녹지 않는 것은 이 때문이라고 할 수 있다. 그린란드 바다 밑으로 들어간 해수는 해저 부근을 서서히 흐르는 심층 순환류의 기원이 된다. 이와 같은 침강 지역은 남극 부근의 웨델해에도 존재하는 것이 밝혀졌다.

쓰시마해류

－海流

동지나해에서 구로시오해류에서 갈라져 나온 것이 쓰시마해류이다. 이 해류는 동해로 돌입하여 비교적 동해를 따라 북상한다. 이 형태는 북극해로 돌입하는 만류의 끝부분과 비슷하지만, 쓰시마해류의 바닷물은 구로시오의 성질을 거의 잃고 고온에다가 밀도가 높기 때문에 동해 표면에 퍼지는 경향을 나타낸다. 구로시오에 비해 투명도는 약간 작지만 구로시오 특유의 검은빛이 많이 사라진 코발트빛을 띤다. 이것은 중국 대륙, 한반도, 일본 열도에서 공급되는 담수가 열대계의 검은 바닷물에 섞여들어가기 때문에 일어나는 현상이다.

동해쪽의 눈은 주로 쓰시마에서 증발하여 북서 계절풍에 의해 운반되어 온 수분 때문이다. 이와 같이 쓰시마해류는 작은 해류이지만 구로시오와 쿠릴해류 못지않게 우리나라의 기후를 지배한다.

쿠릴해류

－海流

북태평양의 해류도를 보면 구로시오, 북태평양 해류, 북적도 해류가 시계방향으로 커다란 수평 대순환을 형성하고 있다. 이것의 일환인 캘리포니아해류는 이른바 일차 대(大)한류라고 할 수 있다. 이 대순환에 힘입어 태평양 최북단에 시계 반대 방향으로 소순환이 생성된다. 쿠릴해류는 이것의 일환을 이루는 해류로, 오호츠크해 등에서 남하해 오는 이른바 이차 소(小)한류라고 할 수 있다. 풍부한 한류 바닷물은 황록색을 띠고 있다.

페루해류

－海流

남아메리카 대륙의 서쪽 연안 먼바다를 북상하는 페루해류(훔볼트해류라고도 한다)는 적도로 향하는 흐름 중에서도 최대 규모이다. 쿠로시오 해류 등에 비해 유속(流速)은 작고, 유량은 1000-1500만 톤/초에 지나지 않지만, 폭은 넓다. 또한 하층의 영양 염분으로 풍부한 차가운 바닷물을 받아들이면서 흐르고 있기 때문에 페루 먼바다는 세계적으로 유명한 멸치 어장이다.

그런데 몇 년에 한 번 간격으로 태평양의 적도 부근에 발생하는 엘니뇨 현상에 수반하여 적도 부근의 따뜻한 물이 연안을 따라 남하하여 페루해류도 약해진다. 이 때문에 페루 먼바다의 표면 수온은 몇 ℃ 상승하고, 페루나 에콰도르 등의 태평양 연안 해역의 어업이나 세계의 기후에 커다란 영향을 미치고 있다.

인도양의 해류계

－海流系

인도양 상공에 부는 몬순 바람이 계절에 따라 역전하기 때문에 인도양의 대부분의 해류도 그 방향을 바꾼다. 위 그림에 표시된 대표적인 해류의 방향은 북반구 겨울철이다. 여름이 되면 북적도 해류가 있는 북위 5도 부근에서는 동쪽으로 흐르고, 소말리 해류는 강한 북쪽 방향 흐름이 되어 시계 방향으로 순환을 한다. 이와 같은 해류의 격렬한 변동은 태평양이나 대서양의 해류계에서는 볼 수 없는 현저한 특징이다.

오야시오해류

親潮海流

이 이름은 영양염(營養鹽)이 풍부하여 어류나 해초류를 길러 주는 어버이와도 같은 해수의 흐름이라는 뜻을 가지고 있다. 오야시오는 원래 오호츠크해에 생기는 얼음이 녹은 염분이 적은 해수가 쿠릴(Kuril) 열도를 따라 남서로 내려와서 산리쿠오키(三陸沖)까지 달하는 전형적인 한류이다. 속도는 시속 0.5-1km, 두께는 200-400m, 흐름이 센 부분의 폭은 40km 정도이다. 오야시오의 수괴(水塊)는 차갑고 염분이 적으며 표면 수온이 15℃ 이하, 염분은 33-33.5퍼밀 정도이다. 플랑크톤을 많이 간직하여 물 빛깔은 녹색이 돌고 투명도는 15m 이하이다.

해류의 원인과 대순환

구로시오유역에 특히 강한 남서풍이 불고 있는 것도 아닌데 이곳에 태평양에서 가장 강한 흐름이 생기는 원인은 무엇일까. 북태평양의 형상은 거의 좌우(동서) 대칭인데, 캘리포니아 먼바다를 남하하는 캘리포니아 해류의 세력이 약하고 폭이 넓은 이유는 무엇일까. 또 이들 해류는 왜 생기는 것일까.

제2차세계대전 이전의 해류 이론

第二次世界大戰以前－海流理論

이러한 의문에 대한 답을 얻기 위해서는 먼저 2차대전 이전의 해류 이론을 소개해야 한다. 남쪽에서 북상해 오는 구로시오의 바닷물은 따뜻하고 밀도가 작기 때문에 마치 빙산 꼭대기가 해면에 솟아나와 있는 것처럼 그 부분만 불룩하게 나와 있다. 이 때문에 해면에 경사가 생겨 이 경사에 의한 수평 압력 경도력과 코리올리의 힘이 균형을 이루어 급류가 형성된다. 해면 경사를 물 속에 생긴 밀도차와 바꾸어도 큰 차이는 없다.

그러나 이러한 이론에는 모순이 있었다. 예를 들어 자동차 경주에서 자동차가 코스 안쪽의 상당히 경사진 커브로 왔다고 가정해 보자. 경주용 차는 그 지점에서 안쪽으로 전복되지 않기 위해 그 경사에 맞게 빠른 속도로 커브를 벗어나려고 한다. 이때 코스가 경사져 있기 때문에 경주용 차가 속력을 높였다는 역학 설명은 무의미하다. 속력을 낸 원인은 연소량을 구하지 않으면 역학 설명이 되지 않는다. 구로시오해류가 급류가 된 원인을 밀도차 또는 해면 경사에서 구한 이론은 그래서 모순이 있다.

구로시오해류의 급류 원인을 다시 밝힌 것은 미국의 스톰멜이었다. 스톰멜이론에 의하면 태평양의 풍계(風系)와 코리올리 힘의 위도 변화(적도상에서는 코리올리의 힘이 0으로, 고위도 지방으로 갈수록 커진다)라고 한다.

풍계와 대순환

風系－大循環

북태평양의 풍력 분포를 보면 적도에서 상당히 북쪽에 이르기까지 동풍인 무역풍이 분다. 이 동풍의 힘에 의해 태평양을 동에서 서로 횡단하는 서류(서쪽으로 향하는 흐름)인 북적도 해류가 생긴다. 그런데 적도 부근에서는 코리올리의 힘이 작용하지 않기 때문에 폭이 넓은 서류(西流)는 모두 필리핀이나 대만 먼바다에 도착한다. 이것을 수습하기 위해서는 도착한 바닷물이 좁은 유로(流路)를 따라 북상해야 한다. 그러나 좁은 유로에 압착되기 때문에 유속(流速)은 그 폭에 반비례하여 빨라진다. 이것이 구로시오해류이다.

북상한 구로시오해류의 끝부분은 북위 40도 부근을 동쪽으로 부는 편서풍의 힘에 의해 동쪽으로 진행하는데, 이번에는 위도가 높기 때문에 코리올리의 힘이 강해져 끊임없이 남쪽으로 향하는 작용을 받는다. 따라서 북아메리카 대륙의 서쪽 연안에 도착하기까지 많은 부분이 남쪽으로 갈라진다. 캘리포니아 해류는 구로시오해류에 비해 폭이 넓으며, 그에 반비례하여 유속도 작다. 스톰멜은 이 현상을 풍성(風成) 해류의 서안(西岸) 강화라고 불렀다. 스톰멜의 단순한 모델에서 출발하여 뭉크 등은 좀더 복잡한 실측(實測) 풍력 분포에 가까운 분포를 모델로 더욱 상세한 계산을 산출하여 쿠릴해류를 비롯한 시계반대방향으로 도는 순환까지 설명하였다. 그러나 일련의 이론이 유효한 것은 북태평양과 북대서양, 그리고 기껏해야 인도양뿐이며, 남태평양과 남대서양의 해류 형태의 설명에는 부합되지 않았다.

이러한 이론 전개에 비해서는 조금 뒤늦게 대양의 수평대순환에 대한 설명으로 저위도 지역의 바다가 흡수하는 태양에너지가 크고 고위도 지역의 바다가 흡수하는 태양에너지는 작다는, 불균형으로 인해 생기는 대류(對流)로 설명하는 학설도 등장하였다. 대류에 비중을 둔 학자, 풍성 해류에 비중을 두는 학자는 현재 공존하고 있는 상태이다.

해양의 연직순환

海洋－鉛直循環

바닷물은 수평방향뿐 아니라 연직단면 내에서도 큰 규모로 순환하고 있다. 온대지방의 바다에서 여러 가지 바닷물을 채취하여 수온과 염분의 분포를 조사해 보면 어떤 깊이에 특수한 염분을 갖는 물이 퍼져 있다는 것을 알 수 있다.

먼저 표층의 바닷물은 열대표층수와 아열대차층수로 나누어지며 이 둘을 합쳐서 대류권이라 한다. 대류권에는 대류나 난류(亂流)가 왕성하다. 수심이 약 500m를 넘으면 바닷물의 흐름이 완만해지며, 깊이 순서대로 중층수, 심층수, 저층수로 불린다.

우리나라 근해의 중층수는 구로시오해류 밑으로 들어간 쿠릴해류의 물을 가리킨다. 이 정도의 깊이에서 바닷물의 온도 또한 급격히 낮아져, 염분은 극소치가 된다. 이러한 중층수 이하의 수권(水圈)을 성층권이라 한다.

쿠릴해류 같은 흐름을 일반적으로 극류(極流)라고 하며, 이것이 난류 밑으로 흘러들어가는 조목(潮目)을 극전선이라고도 한다. 극전선보다 고위도 해역에서는 성층권이 대기중에 노출되어 있다. 중층수는 고위도에서 저위도를 향해 흐르고 있다. 심층수는 중층수 밑에 있으며, 흐름은 반대이고, 바닷물의 염분이 높다. 저층수는 가장 아래쪽에 있으며, 심층수와는 반대, 즉 중층수와 같은 방향으로 흐른다. 이 저층수는 극지에서 냉수가 해저 근처까지 가라앉아 대양저를 따라 확산된 것이다. 중층수와 저층수는 모두 열대를 향해 흐르고 있기 때문에 그것을 보완하기 위해 심층수가 생기는 것이다.

현재는 구로시오해류 밑을 흐르는 빠른 흐름도 발견되고 있는데, 그 속도는 연직 대순환의 미미한 속도를 완전히 덮을 정도로 크다. 따라서 대양의 동서 끝부분에서는 연직대순환의 일부는 무의미하지만, 대양 전체로 보면 이 대순환은 대국적으로 성립하고 있다고 보아야 할 것이다.

잠류와 용승

잠류

潛流

적도 바로 밑에서는 남적도 해류가 서쪽으로 흐르고, 마찬가지로 북쪽을 북적도 해류가 서쪽으로 흐르며, 두 해류 사이에 적도 반류가 동쪽으로 흐르고 있다. 그런데 해양 관측이 발달함에 따라 적도 바로 밑의 하층을 역시 동쪽으로 흐르는 흐름이 있다는 것이 밝혀졌다. 이것을 적도잠류라고 한다. 유속은 1-3노트(1노트는 51.4cm/sec)나 되며, 유량은 매초 3000만t에 달한다. 이 잠류는 발견자의 이름을 따서 크롬웰해류라고도 한다.

최근 표면해류가 두드러진 해역에서 잇따라 표면해류와 다른 흐름이나 때로는 해면의 주류와 반대로 흐르는 잠류가 발견되고 있다. 캘리포니아해류 밑을 흐르는 데이비슨해류도 잠류이다.

용승

湧昇

세계의 바다는 표면의 바닷물이 침강하고 있는 해역, 깊은 곳에 있는 바닷물이 해면으로 용승하고 있는 해역, 그리고 중간해역으로 크게 분류할 수 있다. 이들 중 가장 중요한 것은 용승해역이다. 해면에서 식물성 플랑크톤이 번식하면 바닷물 속에 함유되어 있는 영양 염류를 다 소비하게 되는데, 용승해역에서는 깊은 곳에서 그것이 무한정 공급되기 때문에 식물성 플랑크톤이 잘 자란다. 이와 같은 해역은 풍요롭고, 바닷물 색깔도 황록색이다. 또한 구로시오해류처럼 용승이 일어나기 어려운 해류라도 역학적으로 용승이 일어난다.

용승의 속도는 극단적으로 느리며, 관측이 불가능할 정도이다. 특정 지역에서 해면의 바닷물이 어느 정도 사방으로 발산하고 있으므로 그것을 보완하는 용승의 속도는 이론적으로 추정할 수 있을 뿐이다. 방사성 물질을 사용하여 추적하려는 시도도 해보았으나 용승의 미세한 속도를 측정하는 것은 쉽지 않다.

그 밖에 냉수괴 같은 시계반대방향(북반구)으로 흐르는 수괴(水槐)에서는 용승이 일어나며, 시계방향으로 흐르는 수괴에서는 침강(북반구)이 일어난다. 구로시오해류의 남쪽으로 펼쳐지는 아열대바다는 거대한 침강 해역이다. 대서양 만류의 바깥쪽, 즉 자매해역은 살가소해(海)로서 투명도는 60-70m에 달한다. 이러한 침강해역에는 생물다운 생물이 없다.

파도와 조석

바닷물은 여러 가지 운동을 하고 있다. 해면에서 볼 수 있는 파도나 조류의 간만(干滿), 즉 조석은 그 중에서도 주기성이 강한 운동이다. 여기에서는 파도와 조석에 대해 알아보자.

바다의 파도

풍파와 물결

風波－

해면에 이는 파도는 풍파와 물결 두 가지로 나눌 수 있다. 풍파는 직접 바람에 의해 생기는 것이며, 물결은 바람이 잠잠해진 뒤에 풍파가 오랜 여행 도중에 변화된 것이다. 파도가 멀리 전해질 때 마찰에 의해 에너지를 잃게 되는데, 그 소실량은 놀랄 만큼 작아 남반구에서 생긴 파도가 우리나라까지 도달하는 경우도 적지 않다.

풍파와 물결은 대개 뒤섞여서 존재하지만 이 두 가지를 식별하는 것은 간단하다. 풍파는 산이 뾰족하고, 산과 산 사이의 길이(파장)가 짧아서 몇 미터 내지 몇 십 미터 정도이다. 반면에 물결은 파도의 경사가 완만하고, 산도 둥그렇고 편평하며, 파장도 길어 때로는 수백 미터에 달한다. 파도의 산이 오고 나서 다음 산이 올 때까지의 시간을 주기라고 한다. 풍파의 주기는 짧아서 대체로 2-8초가 많다. 반면 물결의 주기는 길어서 5-15초 정도이다.

먼바다에서는 풍파가 눈에 많이 띄고 흰 포말을 일으키며 부서지는데, 해안에 가까울수록 물결이 눈에 많이 띄며 계속해서 연안으로 밀려온다. 말하자면 물결은 소형 해일이라고 해도 좋다. 풍파는 옆길이도 짧아 토막을 낸 것 같은데, 물결은 규칙적인 행렬을 이루면서 밀려와 해안선을 따라 거의 일직선으로 포말을 이루며 사라진다. 먼바다의 배가 서서히 크게 요동치는 것은 물결 때문이며, 뱃머리에 물보라를 일으키는 것은 풍파이다.

풍파가 커지는 조건을 생각해 보자. 예를 들어 북풍이 불고 있을 때 연못의 북쪽 기슭에는 잔물결이 일고 있을 뿐인데, 연못 수면을 따라 남쪽으로 눈을 돌리면 파도가 점점 거세져 남쪽 기슭에는 가장 큰 파도가 밀려온다. 바람이 불어오는 거리(시간)가 길수록 풍파가 커진다. 동해의 거센 파도는 겨울철에 북서 계절풍이 강하고, 바람이 불어오는 거리(시간)가 길기 때문에 생긴다. 이로써 생각할 수 있는 것은 동해의 폭이 더 넓으면 파도는 더욱 거세질 것이라고 예상할 수 있다.

파도와 파도가 부딪치면 파도의 산과 산 사이의 교점에 주먹 같은 뾰족한 파도가 생긴다. 이것을 삼각파라고 한다. 삼각파는 배를 침몰시킬 정도로 위력이 있기 때문에 바다를 항해하는 사람들에게 위협적인 존재가 되고 있다.

표면파와 장파

表面波－長波

풍파와 물결은 공통된 성질을 갖고 있다. 이들은 자기 파장의 절반 이상의 깊이(파장이 100m라면 50m 이상의 깊이)의 바다를 진행할 때 각각의 물 입자는 진행 방향의 연직면 내에서 원 운동을 하면서 조금씩 전진한다. 이 원의 반지름은 해면에서 가장 크고, 바닷속으로 들어가면 급격히 작아지며, 파장의 절반 깊이에서는 해면 원의 약 4%의 반지름의 원이 된다. 따라서 파장의 절반 깊이에서 밑이 해저라도 또는 심해로 이어져 있어도 파도의 진행에는 큰 차이가 없다.

잠수정이 거친 바다에서도 거의 요동이 없는 것은 바닷속에 들어가면 바닷물의 움직임이 점차 작아지기 때문이다.

크게 보아 해면 근처의 물만 운동하는 파도를 표면파라고 한다. 따라서 풍파와 물결은 깊은 바다에서는 모두 표면파이다.

풍파와 물결은 얕은 곳으로 옴에 따라 점차 파장이 짧아지는데, 그 파장의 20분의 1 이하의 깊이까지 오면 물 입자는 타원을 그리며, 짧은 축은 연직 방향을 향한다. 또한 길이는 해면에서 가장 길어 수심이 깊어짐에 따라 0이 된다. 긴 축은 수평 방향을 가리키며, 그 길이는 깊이에 상관 없이 일정하다. 이와 같은 파장을 장파라고 한다. 깊은 바다로 온 표면파는 파장의 1/2-1/20 깊이에서 표면파와 장파의 중간 성질을 갖게 되며, 복잡한 주름 무늬를 그린다. 그 주름 무늬는 놀랄 만큼 정확하게 추적할 수 있다. 곶의 끝부분에서 약간 내려온 곳에 큰 파도가 나타나는 경우가 많은데, 이것도 주름 무늬로 인한 것이다.

해안 부근의 바닷물의 움직임

연안류

沿岸流

파도의 진행에 따라서 물 입자가 조금씩 전진하는 성질은 표면파, 중간파, 장파 모두에 나타난다. 이 전진은 파도가 거칠수록 확연해진다. 그 결과 파도가 연안선의 경사에 들어올 때는 연안선을 따라 흐름이 만들어진다. 이것이 연안류로서, 해안의 모래 운동을 논할 때 중요한 흐름이다.

리프 카렌트

파도는 앞에서 말한 주름 무늬의 결과로서 해안선에 평행하게 들어오는 성질이 있다. 따라서 파도가 경사진 곳으로 들어올 때나 해안선에 직각으로 들어올 때나 상당한 양의 바닷물이 연안을 향해 오기 때문에 이것을 잘 처리하지 않으면 해안가에서 물이 솟아오르게 된다.

그런데 자연적으로 이러한 처리를 하는 것이 바로 리프 카렌트라는 흐름이다. 이 흐름은 해안 곳곳에서 좁은 급류가 되어 먼바다를 향해 흐르고 있다. 바다에서 해수욕을 할 때 조난자가 생기는 것은 대부분 이 리프 카렌트 때문이라고 할 수 있다. 만약 먼바다로 향하는 급류에 휘말렸다면 당황하지 말고 해안선에 평행하게 헤엄을 쳐서 탈출하고, 그런 다음 해안을 향해 헤엄쳐서 돌아오면 된다.

고파

高波

대양의 태풍에서 불어오는 전형적인 큰 물결에 의한 높은 파도는 큰 파도가 몇 개 잇따라 오고, 그 다음에는 작은 파도가 잠시 밀려오는 성질을 갖고 있기 때문에 엄중한 주의를 요구한다.

해양관측선

海洋觀測船

해수의 성질·운동을 측정하고 해양생물의 분포와 상태, 해저 퇴적물이나 기반암(基盤岩) 따위의 조사를 하며 더 나아가서 해저의 지각구조 등을 조사하는 배이다. 이들 연구분야는 제각기의 관측기구를 필요로 하지만, 특히 이들 관측기를 해중 또는 해저로 내리기 위해 관측선은 강력한 권양기(捲揚機：winch)를 장비하고 있는 것이 특징이다. 우리나라는 100t급 이상의 해양관측선을 보유하고 있다.

해일과 고조

해일

海溢

해일의 주기는 십여 분에서 수십 분이며, 파장은 수백 km에 달한다. 따라서 태평양(평균 깊이 약 4,000m) 위를 진행하고 있을 때는 파장이 항상 깊이의 20배 이상 되기 때문에 계속 장파이다. 속도는 깊이가 4,000m일 때 시속 약 720km이다. 1960년 남미의 칠레 먼바다에서 생긴 큰 해일이 태평양을 가로질러 우리나라 연안까지 밀려온 것은 유명한 이야기이다.

해일은 해저의 대지진 등으로 지름이 수백 킬로미터나 되는 해저가 몇 미터 상승하게 되는데, 그에 따라 해면에 요철(凹凸)이 생기면서 그것이 사방으로 퍼져서 생긴다. 그 밖에도 화산 폭발이나 육상에 있던 물체가 바닷속으로 들어갈 때에도 생긴다. 알래스카 리츠야만의 피오르드해안의 붕괴로 높이가 500m 이상이나 되는 큰 해일이 밀려온 적도 있다.

해일은 장파이며, 해안에 가까우면 바다의 깊이가 작아져 속도가 늦어진다. 해안에 가까워짐에 따라 파도의 앞부분이 늦어지기 시작하면 뒷부분이 따라와 에너지는 좁은 범위로 압축된다. 그렇기 때문에 먼바다에서는 그다지 대수롭지 않았던 파도가 해안에서는 높이 수십m나 되는 큰 파도가 되는 경우가 있다.

해안에서 관측되는 해일의 에너지(큰 해일인 경우 1,023에르그(erg) 이상)로 역산하여 드물게 해일의 원인이 되는 해면의 요철이 10m나 되는 것을 보면 앞에서 말한 사실이 결코 과장된 것이 아님을 알 수 있다. 그런데 대양에서 주기 몇십 분, 파고(波高) 10m나 되는 파도를 만나도 배는 적어도 해일 그 자체가 눈에 띄지는 않는다. 그러나 해안에서는 10m 높이의 파도는 큰 파도로 당장에 눈에 들어온다. 발원지에서 나온 해일은 발원지와 해안 사이에서 광범위하게 퍼지는데, 이때 파고는 어느 정도 낮아진다. 그러나 이러한 경우라도 큰 해일의 파고가 1m 이하가 되는 일은 칠레 해일 같은 특수한 경우를 제외하면 일반적으로는 생각할 수 없다.

화산이 폭발한 경우 어떠한 연유로 해일이 생기는지에 대해서는 여러 가지로 추정할 수 있지만, 리츠야만 등의 경우를 보더라도 육상의 물체에 의한 지면 붕괴가 그 정답을 암시하고 있다. 화산에 의한 해일은 폭발로 인해 공중 높이 퉁겨져 올라간 물체가 낙하하여 해면에 강한 자극을 주어 생기는 것이다. 1883년의 크라카토아 섬의 폭발에 의한 해일 피해는 사상 최고로 3만 6천 명이나 되는 인명을 앗아갔다.

크라카토아 섬 등의 강한 폭발은 화산 용암이 데이사이트로 구성되어 있었기 때문이다. 리아스식 해안은 U자형, V자형의 작은 만이 많으며, 이러한 작은 만 깊숙이에 해일의 에너지가 집중하여 큰 해일이 일어난다.

고조

高潮

지진에 의한 보통 해일을 지진해일이라고 부르는 데 비해 고조는 바람해일이라고 한다. 단번에 수십 만 명의 인명 피해를 내는 방글라데시 저지대의 고조는 인도양의 사이클론에 의해 일어나는 것이다. 태풍이나 사이클론의 경우는 바람이 일으키는 피해보다도 이른바 2차적 피해인 고조에 의한 피해가 훨씬 크다. 기록으로 남은 고조를 일으킨 대형 태풍은 9월 24일 일주일 전후로 일어나는 것이 압도적으로 많다.

고조의 원인은 태풍이 저기압이기 때문에 넓은 범위에 걸쳐 1m 높이까지 바닷물이 빨려올라감으로써 생긴다. 또한 강풍이 만 깊숙이까지 큰 파도와 함께 바닷물을 밀려오게 하는 것도 원인 중 하나이다. 여기에 만조가 겹치면 대형 고조가 된다. 세 번째와 네 번째 파도가 최고인 지진 해일에 비해 고조는 대개 몇십 분간 해면이 한 차례 높아질 뿐이다. 또한 태풍이 진행하는 방향으로 특히 강풍이 휘몰아치기 때문에 고조도 격렬해지기 쉽다.

고조와 관련하여 간과할 수 없는 것은 큰 만 깊숙이 있는 대도시의 지반 침하 문제이다. 해양오염이나 대기오염 등은 인간의 감각으로 느껴진다. 이에 비해 지반침하는 감각적으로 느껴지는 것이 아니라 해마다 침하량이 확실히 가산되는 심각한 공해이며, 철처한 파괴를 예고하고 있다.

해저지형

海底地形

해저지형을 조사하기 위해서는 예부터 밧줄 끝에 추를 단 것으로 깊이를 재는 방법을 기본으로 삼고 있었다. 현재로서는 음향측심기(音響測深器)에 의하여 배의 항적(航跡)을 따른 바다의 깊이가 자동적으로 또 연속적으로 기록되는 장치가 사용되고 있다. 옛날 바다의 깊이를 재는 단위로서는 한국에서는 길(1.5m), 패덤(1.8m)이 쓰이고 있었다. 이것들은 둘 다 양팔을 폈을 때의 길이이다. 그러나 오늘에는 많은 나라에서 미터(m)가 사용되고 있다. 깊이의 기준은 육지에서의 높이의 기준(중등조위(中等潮位))과는 달라, 해면이 가장 낮아졌을 때(최저 저조위(底潮位))로 삼는다. 이는 선박 항행의 안전을 도모하기 위한 것이다. 이렇게 하여 측량된 해저의 지형을 종합하여 해도(海圖)가 만들어진다. 또한 지구 전체의 해저지형은 모나코에 있는 국제 수로국에서 다색(多色) 인쇄 24도엽(圖葉)의 해도로서 간행되고 있다.

또한 해안에서 앞바다로 지저(地底)지형의 단면을 만들어 이를 대략 구분하면, 대륙붕(大陸棚)·대륙사면(斜面)·해구·대양저(大洋底)로 된다.

해저퇴적물

海底堆積物

해저에 퇴적되어 있는 토사(土砂)나 생물의 유해는 해저지형의 구분에 대응한 퇴적 환경마다 각각 다른 특징을 갖고 분포하고 있다. 대륙붕 위의 퇴적물 중 연안 근처를 제외한 앞바다의 퇴적물은 빙하시대의 저해수면기(底海水面期)에 운반된 연안 퇴적물이 그 후의 해면 상승에 따라 처져 남게 된 화석 퇴적물이다. 대륙붕이 육지였을 때 그 위를 흐르고 있던 하천이 운반하여 만든 사금·사철(砂鐵) 따위의 표사광상(漂砂鑛床)이 현재 세계 각국에서 개발되고 있다. 또한 북해나 베링(Bering)해의 퇴적물 중에는 일찍이 그 곳에 살았던 맘모스 등의 화석이 발견되는 일이 많다.

대륙사면을 특징짓는 퇴적물은 청니(靑泥)이다. 퇴적물의 빛깔은 퇴적환경을 알아보는 데 중요한 실마리가 된다. 청니의 색은 환원철(還元鐵)이 나타내는 빛깔로서, 이것은 해수의 유통이 심하지 않은 경우 산화되지 않는 퇴적물 중의 유기물을 배지(培地)로 하는 황산환원균의 영향에 의한 것이다. 또한 대륙사면 위에도 조립(粗粒)퇴적물이 분포하는 수가 있는데, 그 기원에 대해서는 현재의 해저에서 흘러 내려간 것이라고 하는 설과 지각과 해면의 변동으로 해저에 모이게 된 제3기(紀) 말기의 퇴적물이라고 하는 설이 있다. 대양저를 덮는 심해퇴적물을 대별하면, 저위도 지방에 널리 분포하는 석회질 연니(軟泥：유공충·코트코리스 등으로 됨), 중위도 지방에 분포하는 육원성(陸源性)의 붉은 진흙, 고위도 지방에서 볼 수 있는 규조연니(硅藻軟泥) 등으로 구분된다.

음향측심기

音響測深器

산메아리처럼 선저(船底)에서 소리를 내어 그것이 해저에 부딪쳐서 되돌아오는 시간을 재어서 바다의 깊이를 재는 기계이다. 1920년대부터 실용화되기 시작하였는데, 처음에는 수신기로 소리를 듣고 시간을 재어 깊이를 환산하였으나, 오늘날에는 기록지(紙) 위에 자동적으로 깊이의 곡선이 그려지도록 되어 있다. 그러나 1초간에 1,500m 정도의 바다 속을 전달하는 소리의 속도는 해수 밀도에 따라 다르기 때문에, 심해의 정밀한 측정은 상당히 어려운 일이다.

대륙붕

大陸棚

해안에서부터 시작하여 해저의 경사가 심해로 향하여 갑자기 내려가기 시작하는 곳까지를 대륙붕이라 하며, 그 기울기의 급변점(急變點)은 150m 가량이 되어 이 부분을 대륙붕의 외연(外緣)이라고 한다. 외연 수심은 지구의 대부분의 곳에서 고르며, 이 곳은 지금으로부터 2만년 전의 빙하시대에 해면이 저하했을 때의 해안 근처에서 형성된 평탄면의 가장자리이다. 또한 대륙붕의 일부인 깊이 50∼60m되는 곳에 평탄면이 있는데, 이것은 약 1만2000년 전의 최후의 빙하시대의 저(低)해면에 대응하는 평탄면이다. 대륙붕은 해저까지 햇빛이 미치므로 광합성(光合成)을 하는 해초가 번성하며, 또한 어개류(魚介類)가 모이는 곳에서는 좋은 어장이 되어 있는 곳이 많다. 그리고 석유·석탄을 비롯하여 각종 금속 광상(鑛床)이 있어서 그 개발이 시도되고 있다. 그렇기 때문에 현재 대륙붕의 영유(領有) 문제는 세계적인 관심사가 되고 있다.

해구

海溝

해구는 도호(島弧)에 따라 좁다랗게 해저가 패인 곳을 말한다. 현재 지구상에는 해구라고 불리는 곳이 28군데 있다. 그 중에 20개 가량은 태평양에 있고, 그 대다수가 서태평양에 분포하고 있어서, 해구는 서태평양을 특징짓는 해저지형이다. 해구의 길이가 가장 긴 것은 알류샨(Aleutian) 해구로서 2,600km에 이른다. 한편 일본해구는 불과 300km 가량의 길이이며, 해구의 폭은 20∼60km 정도이다. 해구의 가장 깊은 곳을 해연(海淵)이라 한다. 세계에서 가장 깊은 해연은 마리아나(Mariana)해구 중의 비티아즈(Vityaz)해연으로서, 그 깊이는 11,034m이다.

해저산맥

海底山脈

해저산맥의 규모·형식에는 몇 가지가 있는데, 가장 유명한 것은 중앙해저산맥으로서 그 대표적인 것이 중앙대서양(中央大西洋) 해저산맥이다. 이것은 아이슬란드(Iceland)에서 시작하여 대서양의 중앙을 남북으로 남극 가까이까지 연속하며, 더 나아가서 그 말단은 아프리카와 남극 사이를 통과하여 중앙 인도양 해저산맥으로 연속하고 있다. 그 길이는 대략 1만km를 넘고, 높이는 수심 4,000∼5,000m의 심해저에서 평균 3,000m의 높이로 솟아 있는 대산맥이다. 이와 같은 해저산맥의 정상(頂上)에는 단층으로 가라앉은 함몰곡(陷沒谷)이 있거나 천발(淺發)지진이 자주 일어나는 등의 일이 있어서 대양과 대륙의 성인(成因)을 연구하는 데에 중요한 실마리가 되고 있다.

해산

海山

해저에 고립한 1,000m 이상의 산으로서 대부분의 경우 화산이다. 해산은 일반적으로 규모가 작지만, 대서양의 메테오르 해산은, 그 기저(基底)의 지름이 110km나 된다. 해산은 모든 대양에 존재하며, 태평양에는 1,400 남짓한 해산이 분포하고 있다. 그러나 이 숫자는 전체의 10% 정도에 지나지 않고 나머지는 아직 발견되지 않은 것으로 생각된다. 정상(頂上)이 편평한 해산을 평정(平頂)해산(규요)이라 한다. 평정해산의 꼭대기는 옛날의 화산도(火山島)가 파도에 깎여서 편평해진 것으로 간주되고 있다. 5,000m 가량의 심해저에서 3,000m 정도의 높이로 솟아 있는 평정해산의 꼭대기에서 백악기(百惡紀)의 천해성(淺海性) 화석이 발견되고 있다. 따라서 평정해산은 백악기 이후에 침강한 것이다. 해산의 산복(山腹)을 따라, 영양분이 풍부한 심층수(深層水)가 솟아나오기 때문에, 해산이 있는 곳은 좋은 어장이 된다.

해저협곡

海底峽谷

대륙 사면에 V자 모양으로 깊이 팬 골짜기로서, 육상의 골짜기와 마찬가지로 나뭇가지 모양의 지곡(支谷)이 있기도 하고 곡행(曲行)하기도 하며, 경우에 따라서는 측벽(側壁)에 단구상(段丘狀)의 지형을 이루기도 한다. 해저협곡이 지질학상 큰 문제로 되어 있는 것은 그 성인에 기인한다. 육상과는 달리 골짜기 지형을 만드는 하천이 없는 해저에 대규모의 협곡이 세계 도처에 분포하고 있는 것이 문제인 것이다. 현재 해저협곡의 성인에 대해서는 해저에도 골짜기를 만드는 흐름이 있다는 설과 육상의 골짜기가 침수한 것이라고 하는 설이 있는데 어느 쪽으로도 아직 결론이 나 있지 않다.

대양저의 단열대

大洋底－斷裂帶

대양저에 있어서 특이한 구조의 하나는 해령(海嶺)을 횡단하는 단층구조들이다. 이를 단열대 또는 전이단열(轉移斷裂, Transform Fault)이라고 부른다.

단열대는 〔그림〕-31과 같이 대양저를 수백에서 수천km에 걸쳐 거의 직선적으로 뻗는 파열대(破裂帶)이다. 이들은 거의 평행하는 관계를 이루며, 이 단열대를 경계로 그 양측은 수심(水深)의 차이가 커서 해저의 상태를 이루는 것도 많고, 단열대들 사이에 있는 해분(海盆)도 각각 그 성질을 달리한다. 이러한 점으로 보아, 단열대는 단순한 단층이 아니고 지각구조까지도 다른 두 지역의 경계임을 예상하게 한다. 이는 마치 경동산괴(傾動山塊)에서와 비슷하게 비대칭적인 해령·해저애(海底崖), 좁은 주상해분(舟狀海盆) 해산(海山) 등이 모여서 된 하나의 불규칙한 직선상의 구조 지형이라는 정도로 보아 왔다.

그러나, 1950년 초부터 해저의 지구물리학적인 조사가 등장하게 되면서, 북미(北美) 서쪽의 동(東) 태평양에서 광범위하게 프로톤 자력계에 의한 지자기의 전자력(全磁力) 측정이 실시되었다. 그 측정 결과, 해저에는 어떤 지자기의 영향으로 국지적인 자기 이상(磁氣異常)의 원인이 있음을 알게 되었다. 그런데 이 지자기 이상을 평행하게 놓은 측선(側線)들에다 표시하여 서로 비교해 봄으로써, 남북으로 연속되는 특이한 지자기 이상의 호상(縞狀)무늬가 있음을 알게 되었다. 그 이상은 백감마(γ)에 달하는 것으로서, 그 원인이 아직 응고되지 않은 퇴적물 바로 아래에 있을 것이 예상되었다.

그런데 이와 같은 이상치(異常値)는 호상무늬를 이루는 것으로, 남북방향으로 길게 연속되어, 이것이 단열대를 사이에 두고 갑작스럽게 어긋나고 있다는 사실도 알게 되었다.

더욱이 단열대의 양측에서 호상 모양의 패턴이 너무도 잘 대응하므로, 서로의 어긋난 양을 잴 수 있을 정도이다. 즉 해저에 자기 이상을 가져오게 하는 무엇인가가 대양저를 형성하였고, 이를 단열대가 자르고 있다는 것을 생각할 수 있다. 단열대에서의 수평방향의 상호 이동방향은 단열대에 따라 달라, 좌측 또는 우측의 방향을 가지며, 그 이동량(移動量)도 수백km에서 수천km까지 달한다.

한편 수직적인 면에서 단열대 양측의 대양저의 지각구조가 조사되었다. 즉 지각 하부에 있는 맨틀 상부도 어긋나 있다. 양측의 대양저에서 중력치(重力値)도 차이가 있어, 단열대에 오면 현저한 불연속선을 보인다. 즉 단열대는 지각을 자르는 하나의 큰 단층이다. 그러나 이 부분에서는 현재 지진활동이나 화산활동이 전혀 보이지 않는다.

중앙해령

中央海嶺

대서양을 동서로 2분하는 긴 남북방향의 대해령(大海嶺)이 발견된 것은 상당히 오래 되었다. 근 10여년 전부터 이와 같은 해령이 대서양뿐만 아니라 인도양·태평양·북극해저에도 둘려져 있다는 것을 알게 되었다. 〔그림〕-34는 이 모양과 단열대를 단순화해서 그린 것이다.

그런데 1953년에 대서양 중앙해령의 중앙에 깊은 열곡(裂谷)이 생겨져 있음이 미국의 라몬드연구소에 의하여 처음으로 밝혀졌다. 이 열곡의 바닥까지의 수심(水深)은 2,700∼4,600m임에 대하여, 양측 산맥의 정상은 1,100∼2,200m이므로, 열곡의 깊이는 1,800m 이상이 되며, 그 폭도 13∼48km로서 장장 수백km에 걸쳐 연속되고 있다. 그 후의 조사로써 대서양 중앙부의 천발지진(淺發地震)의 진앙이 이 열곡과 일치한다는 것도 알게 되었다. 이 부분의 지진은 70km 이상 깊이의 것은 없고, 대다수가 30km 이하의 것이 집중되어 있는 것이다.

이 중앙해령을 대서양의 북쪽으로 더욱 연장·추적하면 아이슬란드를 거쳐 북극해까지 간다. 아이슬란드에서는 중앙 아이슬란드지구(地構)라는 요지(凹地)가 그 섬을 횡단하며, 최근의 화산활동과 천발지진은 모두 이 지구에서 일어나고 있다(〔그림〕-35). 이 지구는 1000년 동안에 1km에 대해서 3.5m의 비율로 벌어지고 있으며, 이 해령은 계속 북극해로 들어가서 스피츠 베르겐을 지나 밭고랑 모양의 로모노소프 해령과 병행하다가 시베리아 대륙붕에 부딪치는 분포를 보인다. 여기서 계속 지진대를 따라 추적하면 베르호얀스크 요지(凹地)를 지나 바이칼호에까지 이른다. 중앙 해령의 남측 연장도 뚜렷하다. 그 분포는 대서양 부채의 형상에 평행하여 적도 부근에서 크게 동쪽으로 굽어진 후, 다시 남을 향해서 연장되고, 결국 아프리카 남측을 돌아 인도양의 해령으로 연결된다.

지각열류량(地殼熱流量)도 중앙해령의 축을 따라 대단히 높은 것으로 보아, 해령의 지하는 상당히 높은 온도를 지닌 것으로 추정된다. 이와 같은 성질은 인도양 중앙해령, 태평양 해령에서도 거의 같게 나타난다. 중앙해령의 성질을 종합하면 다음과 같다.

⑴ 해령의 평행방향으로 정단층(正斷層)이나 지구대가 있고, 횡단방향으로 단열대가 있다.

⑵ 지각열류량은 중축부(中軸部)에서 높고, 사면(斜面)에서 낮다.

⑶ 화산활동이 있다.

⑷ 지각의 두께는 다르며, 중축부에서는 그 하부에 보통의 맨틀 물질과는 다른 지진파가 낮은 물질이 있다.

⑸ 중축부에 천발지진대가 있다.

⑹ 대양의 중앙부에 있는 경우가 많다.

대양저 확장설(지구판구조론)

大洋底擴張說(地球板構造論)해령의 성인(成因)은 다음과 같이 설명할 수 있다.

지구 내부의 맨틀 속에서 대류(對流)가 일어나며, 중앙 해령은 바로 그 상승류의 장소에 해당한다고 생각한다. 맨틀이 고체임은 지진파가 전파되는 점으로 미루어 알 수 있으나, 장시간에 걸쳐 힘이 작용하면 맨틀은 플라스틱과 같은 성질을 갖게 되는데, 맨틀 내에 열(熱)분포의 불균등이 있게 되면 대류가 일어난다. 상승류에 의하여 지구 내부에서 운반된 맨틀 물질은 지하 깊은 곳의 고압대(高壓帶)에서 저압대로 팽창되므로 용융현상(熔融現象)이 일어나서 해령의 중앙지구(中央地構)로 관입한다.

따라서 중앙해령은 구조적으로 활발한 곳이며, 그 하부가 고온상태에 있게 된다. 또한 맨틀 물질의 계속적인 공급에 의하여 중앙해령은 항상 새로운 대양저가 만들어진다. 이것이 바로 대양저 확장설이다.

〔그림〕-36은 맨틀의 대류와 지각플레이트의 구조운동을 보여 주는 그림이다. 맨틀의 대류에 의하여 지각은 여러 개의 판상구조(板狀構造：Plate)로 갈라지며, 이 지각플레이트는 맨틀 위를 미끄러지듯이 움직여 해령에서는 융기·분산하고, 해구에서는 하강·수렴(收斂)하여 지각은 맨틀 속으로 녹아들어간다. 플레이트의 확장 속도는 고기(古期)지자기 이상의 조사에 의하여 측정된다. 이에 의하면 대서양에서는 1년에 1∼2cm, 동태평양 해령에서는 5cm, 인도양에서는 0∼5cm씩으로 추산되고 있다.

해양자원

海洋資源

해양자원에는 크게 나누어 생물자원·해수 중의 화학자원·해저의 광물자원·해수의 에너지자원 등이 있다. 앞의 두 가지는 옛날부터 개발되어 왔고 뒤의 두 가지는 앞으로의 개발이 크게 기대되고 있다. 해저 광물자원으로서는 이미 다량으로 생산을 올리고 있는 석유·석탄 등의 연료자원 이외에도, 대륙붕의 사금·사철·주석·금강석 등의 가행(稼行)이 이루어지고 있으며 심해저의 망간과 니켈의 채집 등도 계획되고 있다. 해수의 에너지자원은 거의 무한한 것으로, 파력(波力)발전과 조석·조력 발전 등이 각국에서 이미 실용화되고 있다.

지구의 주변

지구의 주변

地球－周邊

지구를 둘러싸고 있는 대기는 전 질량이 약 5.3×1027g으로서 지구의 질량인 5.9×1027g에 비하면 약 100만분의 1이지만, 태양과 다른 천체로부터 오는 우주선이나 빛 또는 전파 따위를 받아내기 때문에 대기 중에서는 복잡한 현상이 일어나고 있다. 그리고 거기에서 일어나는 현상이나 물리상태에서 따라서 대류권(對流圈)·성층권·전리층·지구외기권 등으로 불린다.

대기권 내에서 일어나는 갖가지 현상은 그 근원을 캐어보면 거의 모두가 태양으로부터의 복사 및 하전입자(荷電粒子) 에너지가 직접 또는 간접으로 그 형태를 바꾸어 나타난 것임이 밝혀져 있다. 기상(氣象)현상은 태양의 열 에너지가 공기의 운동 에너지 등으로 전화(轉化)한 것이며, 전리층은 태양 자외선의 복사에 의하여 형성된 것이다

그리고 자기(磁氣)폭풍이나 극광(極光：aurora) 등의 전자(電磁)현상은 태양에서 비롯되는 하전 입자류(流)에 의해 일어난 것이다. 종래 지구의 주변을 살펴보는 수단으로서는 이와 같은 자연현상을 관측하고 그 분석을 바탕으로 하여 이론적으로 추정하는 방법이 취해져 왔으나, 오늘날에 와서는 인공위성에 의한 직접적인 정보를 얻을 수 있게 되어 지구 주변에 관한 지식은 비약적으로 증대해 가고 있다.

전리층

電離層

전리층이라 불려지는 영역은 높이 18∼400km 상공을 가리키는 것으로서 태양 복사에 의한 전리작용이 활발히 진행되고 있는 곳이다. 태양 복사 가운데서 파장 3000Å 이하의 자외선 및 연(軟)X선이 이 영역에서 흡수되어, 그 결과 질소나 산소 분자·산소 원자가 자유전자(電子)와 이온으로 전리되어 몇 개의 전리층을 형성하는 것이다. 동시에 태양 자외선은 원자나 분자를 여기(勵起)하여 대기광(大氣光)의 원인이 된다. 달이 없는 밤이 희미하게 밝은 것은 별빛에 의한 것뿐만 아니라 그 빛의 60% 가량은 대기광에 의한 것이다. 이들 층은 아래에서부터 D·E·F층이라 불리며, 전자(電子) 밀도는 F층에서 106／㎤, E층에서 105／㎤ 정도이다. 전리층 속에서는 중성대기(中性大氣)의 10­3∼10­17 가량이 전리하고 있는 셈이 된다. D층 및 E층은 낮에 출현하는데, F층은 겨울철 및 밤에는 1층, 여름철 및 낮 동안은 2층으로 나누어져서 높은 쪽을 F2층, 낮은쪽을 F1층이라 부른다. 전자밀도는 각층이 모두 겨울철 및 밤 동안보다 여름철 및 낮 동안에 높다.

대기의 상층부에 전도성(電導性)이 높은 도체층(導體層)이 존재한다는 것은 이미 19세기 말 지자기(地磁氣) 변화를 설명하기 위해 생각된 바 있었는데, 마르코니(Marconi, 1874∼1937)가 1901년에 대서양 횡단 무선전신의 실험에 성공함으로써 또다시 전파(電波)의 전파(傳播)라는 문제 때문에 이 생각이 대두하였다. 이 추정도 1925년에 애플턴(Sir Edward V. Appleton, 1892∼1965)과 바네트(M. Barnett, 1873∼1956), 그리고 1926년에는 브라이트(G. Breit 1899∼ ? )와 튜브(M. A. Tuve)에 의해 지상으로부터 펄스(pulse)전파를 올려보낸 뒤 그 반사파(反射波)를 직접 포착함으로써 실증되었다.

전리층은 다수의 자유 전파와 이온(ion)으로 구성되어 있으므로 금속과 마찬가지로 전파를 반사한다. 전리(電離)기체 중의 전파(電波) 전파(傳播)의 이론에 의하면, 반사파의 주파수는 전자 밀도의 제곱근에 비례한다는 것을 알 수 있다. 따라서 전자밀도가 최대인 곳에서 반사하는 주파수 이상의 전파는 전리층을 꿰뚫어서, 멀리 지구 외기권으로 나가버린다. 이 반사의 최고 주파수를 임계(臨界)주파수라 한다. 따라서 임계주파수 이하의 전파는 전리층과 지표 사이를 여러번 반사하면서 전파(傳播)될 수가 있다. 전리층이 고르지 않다는 것과 지구자장(磁場)의 존재, 전파로 인해 요동된 전자가 중성 입자와 충돌함으로써 일어나는 전파의 감쇠(減衰)를 고려하면, 전리층 속의 전파의 운동은 그렇게 간단한 것은 아니지만, 세계 여러 나라를 연결하는 단파(短波)방송이나 무선통신은 전리층과 지표(地表) 사이를 반사하면서 우리의 말을 전달해 주고 있는 것이다.

극광(오로라)

極光 aurora

극광은 고도 110km 부근에서 일어나는 웅장하고도 화려한 대기 발광(發光) 현상으로서, 남북 자축극(磁軸極)부터 적도측 23°근처에서 가장 잘 관측된다. 이 지대는 극광대(極光帶)라고 불리고 있으며 극광대에서는 맑은 날 밤이면 90% 이상 극광을 볼 수 있다. 극동지방 근처에서는 10년에 한번쯤 큰 자기폭풍에 따른 극광이 보이는 수가 있다.

극광의 모양과 움직임

극광의 형상은 호상(弧狀)·띠모양·커튼 모양·레이(lei)모양·코로나 모양 등 갖가지이며, 대략 지자기(地磁氣) 위도 방향으로 뻗은 모양으로 출현한다. 호상(弧狀)극광은 별로 심한 움직임을 나타내지 않으나, 대상(帶狀) 극광이나 커튼 모양의 극광은 보고 있는 동안에도 모양이 변할 만큼 심한 움직임을 나타내는 수가 많다. 경도 방향으로 움직이는 속도는 매초 300km 정도이지만, 위도방향으로는 초속 수천km 이상에 이르는 수도 있다.

스펙트럼

spectrum

보통의 극광은 연한 황록색이지만, 움직임이 심한 극광의 경우는 아래 끝이 적자색(赤紫色)으로 빛나는 일이 흔하다. 또한 큰 자기폭풍 속에서는 온 하늘이 붉게 빛나는 극광도 관측된다. 극광이 온 하늘에 보이는 경우에는 보름달만큼의 밝기가 되어 집 밖에서도 신문을 읽을 수 있을 정도로 밝아진다. 극광을 분해해 보면, 대부분이 질소 분자와 산소 원자의 휘선(輝線)임을 알 수가 있다. 그 중에 산소 원자의 5577Å선(녹색)이 가장 강하며, 이 휘선은 극광선이라고 불린다. 극광이 황록색 비슷하게 보이는 것은 이 휘선 때문이다. 그 밖에 강한 것은 산소 원자 6300Å선(적색)과 질소 분자의 3914Å선이다. 이 외에 수소 원자의 발머선(Hα·Hβ)도 관측된다.

최근의 로켓 관측에 의하면 극광을 일으키는 하전입자(荷電粒子)의 대부분은 1∼10킬로 전자볼트(KeV)의 전자임이 밝혀지고 있다. 이들 전자는 극광을 생기게 하는 동시에 전리층 속의 원자·분자를 전리시켜서 전파 흡수의 원인이 되고 있다. 또한 극광대 근처에서는 극광에 수반하여 만형(灣型)변화라고 일컬어지는 커다란 지자기 변동이 관측된다. 현재로 보아서는, 극광·지자기 변동·전리층의 혼란 등 일련의 초고층(招高層) 현상의 원인이 되는 하전 입자는 자기권(磁氣圈)의 밤쪽 적도면 가까이에 있는 플라스마시트에서 비래(飛來)하는 것으로 생각되고 있다.

지구자기권

地球磁氣圈

지구 주변에서 거의 완전히 전리(電離)한 플라스마(전자와 양자로 이루어진 기체)로 가득 채워진, 지구자장(地球磁場)이 지배적인 영역을 말한다. 지구 자장은 태양풍(太陽風)에 의해 어느 한정된 영역에 폐쇄되어 있으며, 한편 지구 자장의 지배를 세게 받는 지구 외권(外圈)대기도 행성 간의 공간과 아무런 변화 없이 연결되어 있는 것은 아니다. 이것은 하전입자(荷電粒子)가 자장에 휘감겨 붙는 성질을 가지고 있기 때문이며, 태양풍만큼의 속도를 가진 입자의 흐름에서의 지구 자장을 횡단하여 지구로 접근할 수 없기 때문이다.

지금까지 얻어진 과학위성의 플라스마 및 자장의 측정 결과를 종합하면, 〔그림〕-39와 같은 자기권 모델을 얻을 수가 있다. 자기권의 태양쪽에는 충격파(衝擊波)가 존재한다. 이것은 지구자장이 태양풍에 대해 장애물 구실을 하기 때문이며, 마치 로켓과 같은 고속 비행체의 앞면에 충격파가 생기는 것과 같다고 생각할 수 있다.

고(高)에너지 전자나 양자의 분포를 살펴보면, 자기권 내에는 두 가지 특징적인 영역이 존재한다. 그 하나는 지구에 비교적 가까운 부분에서 지구 반지름의 1.5배 내지 5배 정도까지의 자력선(磁力線)에 에워싸인 도넛 모양의 영역으로서, 방사선대(Van Allen帶)라고 불리고 있는 곳이다. 이 방사선대를 이루는 입자는 40KeV 이상의 전자와 100KeV에서 100MeV에 이르는 고(高)에너지 양자이다. 이와 같은 고에너지 입자 가운데는 우주선(宇宙線)과 충돌하여 하층 대기로부터 튀어나간 중성자가 붕괴하여 지구 자장에 붙잡힌 것도 있지만, 대개는 태양에서 날아온 전자나 양자가 지구 자장의 혼란에 의해 가속되면서 내부로 침투한 것이다.

또 하나의 영역은 자기권(磁氣圈)의 밤쪽에서 지구 반지름의 약 10배 이상의 거리에 있으며 자장이 작고 1KeV 정도의 하전 입자로 이루어지고 있는 것이 특징이다. 이 영역을 플라스마 시트라고 부르며, 극광 기타의 극지역 전자(電磁)교란을 일으키는 하전입자는 이 근처에서 전리층으로 침입한다.

태양풍과 행성간 자장

太陽風－行星間磁場

태양에서 끊임없이 행성간 공간으로 흘러나오고 있는 고속 하전(荷電)입자의 흐름을 '태양풍'이라 한다. 이와 같은 입자 흐름의 존재는 자기폭풍의 연구나 혜성의 꼬리의 관측 등으로 예상되어 왔다. 1950년경, 비어만은 혜성 꼬리의 관측 결과를 자세히 해석(解析)한 결과, 그 때까지 생각되어 온 바와 같은 빛의 압력에 의해 혜성의 꼬리가 형성된다는 것으로써는 설명할 수가 없어서 행성간 공간에는 초속 수백∼1,000km되는 입자의 흐름을 생각할 필요가 있음을 제시하였다.

그 후 미국의 파커는 태양 코로나로부터의 기체 역학적 흐름의 이론을 전개하여, 태양 코로나의 팽창으로 말미암아 행성간 공간으로 항상 입자의 흐름이 흘러나오고 있으며 지구 주변에서는 초속 약 300km, 밀도 10양자/㎤라고 측정하였다. 이 입자의 흐름은 미국이나 구소련의 행성간 탐색 위성에 의해 직접 그 존재가 확인되었다.

태양풍의 평균 초속은 300∼500km이며, 밀도는 1∼10양자/㎤로서, 양자의 몇 % 정도의 헬륨 이온이 발견되었다. 평균 유속(流速)에서의 불규칙 분포로 정의되는 온도는 약 10만도로 추정되고 있다. 행성간 공간에서는 7×100-5가우스(gau며) 정도의 상당히 규칙적인 자장도 관측되고 있다. 이 자장의 에너지는 태양풍의 에너지에 비해 작으며, 따라서 태양풍에 의해 태양의 일반 자장이 끌려나온 것이라고 생각할 수 있다. 이 자장은 태양의 자전(自轉)에 의해 뒤틀려져서, 소용돌이(spiral) 모양으로 행성간 공간에 퍼져 있다. 태양풍이나 행성간 자장도 지구 근처에서는 꽤 규칙적이지만, 먼 데로 감에 따라 흐트러지고, 목성 부근에서는 거의 규칙적인 부분이 상실되어 있다고 생각된다(〔그림〕-40).

우주선(宇宙線)은 멀리 은하계로부터 오지만, 우주선 강도의 변동에서도 행성간 자장의 성질을 알아볼 수가 있다. 우주선에는 11년 주기의 변동이 있는데, 이것은 태양활동과 역상관(逆相關)을 갖고 있다. 즉 태양 활동이 활발할 때는 우주선의 강도가 낮다. 이것은 태양을 중심으로 한 우주선에 대한 자장의 벽을 생각하면 설명할 수 있다. 다시 말하면 태양계의 자장이 태양활동에 따라서 주기 11년으로 그 세기나 교란의 크기를 바꾸며, 흑점(黑点) 활동의 최성기(最盛期)에는 우주선에 대한 가장 강한 벽의 구실을 한다는 것이다. 태양에서 불어 나오는 바람은, 공기의 흐름이 지상의 기상 조건을 지배하고 있는 것과 마찬가지로, 태양계 내의 거의 모든 전자(電磁) 현상을 지배하고 있다. 지구 자장이 태양풍에 의해 지구 근방에 갇혀 있는 일이나 태양풍의 속도와 지상의 자장 변동이 서로 상관관계를 갖고 있는 것도 이를 나타내는 사실이다.

태양계의 기상(氣象)이라 일컬어질 행성간 공간의 물리학은 인공위성의 발달에 의하여 겨우 시작 단계이며, 앞으로의 발달이 기대된다.